Минеральный состав осадочных пород

Минеральный состав осадочных пород – это уже новый уровень организации их вещества. И именно анализ минерального состава их позволяет однозначно понять, что осадочные породы являются не просто продуктами разрушения магматических и метаморфических пород, а являются новообразованными породами.

Они включают практически все известные минералы, но наиболее распространенными из них являются минералы следующих 4 групп:

1. темноцветные. Оливин, пироксены, амфиболы, биотит и основные плагиоклазы. Эти минералы, как известно, занимают до 31% объема среди других минералов и встречаются практически исключительно только в магматических и метаморфических породах, а в осадочных они встречаются, как правило, только в виде акцессорных.

2. минералы железа и титана (магнетит, титанит, ильменит), кислые плагиоклазы и калиевые полевые шпаты, составляющие до 45% магматических горных пород. Они встречаются в осадочных породах, но в меньшем (15,66%) количестве. В основе своей это минералы магматических горных пород, а в осадочных они отмечаются в виде кластической (обломочной) или аллотигенной примеси. В качестве новообразований их количество не превышает 3-4%.

3. кварц, мусковит и мусковитовые гидрослюды. Они встречаются как в магматических так и в осадочных породах. В осадочных породах уже в гораздо более значительных количествах, до 50%, причем большая часть из них (до 26%) является новообразованными.

4. минералы свойственные практически только осадочным породам (аутигенные минералы). Это глинистые, карбонатные, сульфатные, железные, алюминевые, марганцевые, фосфатные и органические минералы, составляющие в сумме 34%. Они представляют собой полностью новообразованные минералы. Таким образом, они вместе с новообразованными минералами 2 3 групп составляют до 70 – 75% осадочных пород.

Отсюда следует, что осадочные породы на 75% состоят из новообразованных минералов, что подчеркивает их первичность, особенность и чем они отличаются от просто механической смеси продуктов разрушения магматических и др. пород. Этим подчеркивается то, что они являются результатом синтеза в новых термодинамических условиях.

Осадочные, или аутигенные (автохтонные) минералы отличаются от эндогенных следующими общими чертами:

1. среди них преобладают аморфные, скрыто-, микро-, или полукристаллические;

2. все эти минералы гидратированы. Они содержат разную воду, по разному связанную – гидроксильную конституционную, цеолитную, гигроскопическую и др.

3. состав их переменный и не только по содержанию воды, но и по комплексам поглощенных катионов и др. компонентов (адсорбированных редких, рассеянных и др.);

4. в них широко проявлены изоморфизм и полиморфизм;

5. осадочные минералы (глинистые, а это свыше 30%) способны реагировать на изменения окружающей среды – изменения влажности, состава среды.

Понятие о зоне осадкообразования

Л. В. Пустовалов, впервые введший это понятие, определил его следующим образом: «Поверхностную зону Земли, в которой совершаются процессы, имеющие то или иное непосредственное отношение к образованию осадочных пород, мы называем зоной осадкообразования или осадконакопления».

Зона осадкообразования геометрически охватывает нижнюю часть атмосферы (25-30 км), всю гидросферу и верхнюю часть литосферы. Для нее характерно резко неоднородное агрегатное состояние вещества – твердое, жидкое, газообразное. Она потребляет громадное количество энергии и прежде всего космической (солнечной, световой, тепловой) и лунной приливно – отливной.

В зоне осадкообразования тесно взаимодействуют все четыре оболочки Земли – атмосфера, гидросфера, литосфера и пронизывающая их биосфера, а также разнообразные виды энергии – космические и земные.

Все это приводит к тому, что в зоне осадкообразования происходят постоянные изменения состояний (часовые, суточные, сезонные, годичные и более продолжительные), что определяется как погодные условия, которые сильно влияют на процессы осадконакопления. Одним из важнейших факторов этих условий является температурный режим. Его влияние проявляется в следующих процессах:

1. скорости химических реакций;

2. усилении физического и химического выветривания;

3. движении воздуха;

4. морских течениях;

5. изменениях плотности воды;

6. растворимости газов в воде;

7. растворимости различных соединений;

8. регулировании жизни.

Давление. Влияние его на образование осадков не столь велико, как температуры, но, тем не менее, заметно и проявляется в следующем.

1. В подводных условиях, начиная с глубин в несколько сотен метров исчезают эксплозивные вулканические извержения и проявляются процессы пульверизации лав (появляются шариковые гиалокластиты).

2. Повышение давления приводит к повышению растворимости газов (O₂, CO_2, H₂S и др.), а это проявляется в распределении жизни и химическом осадконакоплении.

КОЛИЧЕСТВО МЕТЕОРНЫХ ОСАДКОВ и ВОДНЫЙ РЕЖИМ – еще одна важнейшая характеристика зоны осадкообразования. Именно она определяет ее деление на типы седиментогенеза:

1. нивальный (морозный);

2. гумидный (влажный);

3. аридный (засушливый).

ОКИСЛИТЕЛЬНО – ВОССТАНОВИТЕЛЬНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ (Eh), в целом положительный, но резко изменчивый и иногда достигает нулевых или отрицательных значений. Это восстановительные условия, которые проявляются локально, как бы «пятнами», но иногда огромных размеров, например: Черное море, с глубины 100 – 130 м характеризуется сероводородным заражением; болота; озера; лиманы.

ЩЕЛОЧНО-КИСЛОТНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ (pH). Колебания его значительные, от pH=10 (содовые озера), до pH=1-2 (кратерные озера). Однако в целом господствуют щелочные обстановки: так в морях и океанах pH варьирует от 8,5 до 8,0. Щелочные условия характерны и для большинства почв. Наиболее низкие pH (4-6) в торфяниках, болотных илах и кратерных озерах.

Окислительные условия определяют образование окисных железных и марганцевых руд, а восстановительные – сидеритовых, сульфидных, глауконитовых, шамозитовых, фосфатных и др. закисных минералов.

ГАЗОВЫЙ РЕЖИМ зоны осадкообразования

КИСЛОРОД. Распределение в водах мирового океана кислорода неравномерное. Максимум его (более 7см³/л) в верхнем слое воды вблизи Антарктиды и в приарктической части океанов. В придонном слое содержание кислорода снижается незначительно, до 5-6 см³/л, т. к. опускающиеся приполярные холодные воды растекаются к экватору, а жизнь в придонной части бедна и его мало потребляется. Минимум содержания кислорода в зонах ХАЛИСТАЗ – зонах замкнутых круговоротов на глубинах 200 – 800 м, совпадающих с аридными зонами и краевыми частями гумидных зон.

В замкнутых водоемах возникает иной вертикальный профиль распределения кислорода. В Черном море он исчезает на глубинах около 130 м. В более мелких водоемах, типа Азовского, снабжение кислородом глубинных зон осуществляется уже за счет штормового волнения и за счет опускания охлажденных до +4^о С наиболее плотных вод, осенью и весной.

УГЛЕКИСЛЫЙ ГАЗ. Содержание CO₂ в морской воде в 7-8 раз больше чем в атмосфере (газовый состав атмосферы: N=78,08%; O₂=20, 95%; Ar=0,93%; CO₂=0,09%). Содержание его при понижении температуры повышается, так при температуре воды 25-28,7^о С содержание его 35,88 мг/л, а при 1,4-3,2^о С – 53,31 мг/л. Возрастает содержание CO₂ и с глубиной, в связи с возрастанием давления. Вместе со связанной CO₂ (растворенные карбонаты и бикарбонаты), количество которой примерно в 100 раз больше чем свободной, в целом получается, что запасы CO₂ в морских водах колоссальные. Источник CO₂ в морских водах:

1. диффузия из атмосферы в соответствии с парциальным давлением;

2. внос с дождевыми водами;

3. внос с речной водой;

4. жизнедеятельность морских животных;

5. разложение органического вещества в воде и иле;

6. подводный вулканизм.

Избыток CO₂ диффундирует в атмосферу. Основным потребителем его в морях являются водоросли, а на суше растения, кроме этого он участвует в химических реакциях с образованием карбонатов. CO₂ управляет режимом карбонатов, переводя монокарбонаты в бикарбонаты:

CaCO₃ + CO₂ + H₂O = Ca(HCO₃)

Суточные и годовые циклы CO₂ вызывают колебания pH, но за счет приведенной реакции эти колебания сглаживаются и поэтому pH не превышает 7,5-8,5, т. к. это важно для стабильности жизни.

СЛЕНОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ. Средняя соленость Мирового океана 3,5% или 35 г/л. Поверхностные воды во влажных тропиках опреснены до 3,4%, в засушливых зонах наоборот осолонены до 3,79%. В замкнутых водоемах колебания солености более значительны: восток Средиземного моря – 3,9 %; Красное море – 4,1%; Черное море – 1,7%; Каспий (дельта Волги) – 1,5%; Кара – Богаз - Гол – от 16,3 до 28,9%.

Солевой состав речных вод иной, чем морских и отличается иным соотношением солей: карбонаты – 79,9% (в море 0,34%); хлориды – 6,9% (в море 88,8%); сульфаты – 13,2% (в море 10,8%).

Карбонаты кальция быстро выводятся из морской воды биогенным и химогенным осаждением.

Влияние солености на формирование осадков многообразно. Это следующее:

1. Электролитическая коагуляция коллоидов на барьере река – море;

2. Питание органогенного осадконакопления;

3. Изменение удельного веса вод и их движение (например, через Гиблартар из Средиземного моря);

4. Влияние в целом на жизнь стеногалинных форм.

СВЕТ. Он проникает на глубины в десятки метров, но в разных морях на разные глубины. Красные лучи особенно необходимые растениям на глубине в 2 м поглощаются на 50%, а на глубине 6 м – полностью.

Породообразующий планктон живет в океанах до 50 м, редко до 80 м. Лучи фиолетовой части спектра проникают на глубину до 1000 – 1500 м.

Свет влияет не только на фитопланктон и его распределение в океане, но также и на кишечнополостных (кораллы) которые тесно связаны с растительным планктоном, который вырабатывает для них O₂ и CO₂. Такое взаимодействие способствует быстрому росту коралловых построек, т. е., карбонатонакоплению.