Lithology.Ru - Литология.РФ : Литология академическая, прикладная и прочая

Происхождение терригенных кластических зерен

1а. Введение. Терригенные кластические (обломочные) зерна являются фрагментами пород и минералов, образующимися при физическом или химическом разрушении исходной породы. Каждая приповерхностная порода или поверхностное обнажение служат потенциальным источником таких частиц. Нарушения, такие, как трещины отдельности или кливажа, границы между кристаллами и зернами, плоскости спайности кристаллов, подвергаются химическому атмосферному и почвенному выветриванию, а также выветриванию физическому. Породы дробятся на составляющие их кристаллы или на небольшие кусочки. Эти зерна подвергаются химическому воздействию, и в результате образуются характерные продукты разрушения и растворы. Перенос под действием силы тяжести, а также с помощью ветра и воды (см. ч. 2) будет приводить к дальнейшему разрушению и изменению частиц. Такие изменения особенно существенны у трещиноватых или нетвердых минералов. Химические изменения частиц могут происходить и после их отложения, в области диагенеза (см. ч. 8). Поэтому с самого начала мы можем быть уверены, что по своей химической и физической природе обломочные отложения будут радикально отличаться от исходной породы. Например, среднее содержание полевых шпатов в изверженных и метаморфических породах составляет около 60%, тогда как в песчаниках-только около 12%. Но с другой стороны, песчаники обычно значительно обогащены кварцем по сравнению с изверженными и метаморфическими породами. Рассмотрим некоторые причины таких различий.

16. Роль воды в выветривании пород. Не вызывает сомнений тот факт, что наиболее важной особенностью поверхности нашей планеты в сравнении, скажем, с безводной Луной является присутствие значительного количества воды и водяного пара. Вода обладает необычными свойствами. Молекулы воды, помещенные между пластинами заряженного конденсатора, ориентируются: положительно заряженные атомы водорода-по направлению к катоду, отрицательно заряженные атомы кислорода-по направлению к аноду. Этот эффект сходен с ориентировкой магнита в магнитном поле. Молекулы воды обладают полюсами, сходными с полюсами магнита, и такие молекулы ведут себя как электрические диполи. Величина дипольного момента (измеренная в соответствующих единицах) зависит от величины зарядов и расстояния между ними. Существование таких полярных молекул, как молекулы воды, является следствием асимметричной ковалентной связи, когда элементы, подобные кислороду, «оттягивают» большую часть электронного облака. Это дает сильно электроотрицательному атому кислорода частичный отрицательный заряд за счет частичного присоединения электронов атома водорода; менее электроотрицательный атом водорода приобретает поэтому положительный заряд. Химические связи между атомом кислорода и двумя атомами водорода представляют собой результат перекрывания облаков р-электронов и s-электронов атомов водорода. Теоретически эти связи должны быть расположены под углом 90° относительно друг друга и состоять из молекулярных орбиталей, занятых парой электронов. На практике, вследствие отталкивания между атомами водорода, угол между связями составляет немногим более 104° при длине связи О-Н 9,8-10^-8 мм. Когда молекулы воды находятся в большом количестве, они ориентируются относительно друг друга посредством водородных связей из-за полярной природы только что описанных ковалентных связей Н₂0. С помощью водородных связей образуются тетраэдрические группы из четырех молекул (рис. 1.1). Сказанное объясняет многие из отличительных свойств воды:

а) Полярная природа молекул обусловливает очень эффективную растворяющую способность воды по отношению к веществам с ионным типом связи. Положительные и отрицательные концы диполей молекул воды присоединяются соответственно к отрицательным и положительным ионам вещества, нейтрализуя их заряды, так что происходящий при механическом перемешивании отрыв атомов может способствовать растворению вещества.

Атом кислорода полярная молекула + 2 атома водорода воды

Рис. 1.1. Структура молекул воды, а, б-образование полярной молекулы воды посредством ковалентных связей; e-молекулы воды, соединенные водородными связями.

б) Тетраэдрические группировки молекул воды являются причиной таких ее свойств, как высокое поверхностное натяжение и большая способность проникать по капиллярам, высокая температура плавления и большой диапазон температур, при которых вода находится в жидкой фазе.

в) Понижение температуры вызывает уменьшение теплового движения молекул воды и увеличение числа водородных связей, а отсюда размера связанных ими ассоциаций молекул. Таким образом, с понижением температуры вязкость воды возрастает (гл. 5).

г) Плотность воды при понижении температуры увеличивается. Это обусловлено сжатием, вызываемым уменьшением теплового движения молекул. Однако в то же самое время идет обратный процесс: из-за образования все большего числа водородных связей происходит расширение. Этот процесс преобладает при температуре ниже 4°С, поскольку в дальнейшем тетраэдрические молекулярные группировки начинают перестраиваться в гексагональные структуры льда, и поэтому плотность вновь уменьшается. Расширение продолжается вплоть до температуры - 22°С, при которой лед достигает своей минимальной плотности и максимального давления расширения. Гексагональные кристаллы льда имеют максимальную скорость роста по нормали к плоскости. Так что рост кристаллов в микротрещинах пород может вызывать высокие напряжения.

д) Молекулы воды диссоциируют на ионы Н⁺ и ОН^- при любых температурах, однако обычно степень диссоциации очень мала. Ион Н⁺ ответствен за кислотность водных растворов. Концентрация водородных ионов может весьма значительно изменяться, поэтому кислотность принято выражать в виде отрицательного логарифма концентрации свободных ионов Н⁺, выраженной в граммах на литр. Его называют величиной рН. При комнатной температуре в 1 л чистой воды содержится лишь 10^-7 молей ионов водорода (и столько же ионов ОН^-). В этом случае говорят, что наблюдается нейтральная величина рН (равная 7). Большие значения рН указывают на щелочную среду, а меньшие - на кислую. В водных растворах под действием других реакций и реагентов образуются ионы Н⁺ или ОН^-. Например, ионы Н⁺ образуются в речной или почвенной воде при участии углекислого газа в ходе реакции

а также под действием гуминовых кислот и кислот бактериального происхождения (см. гл. 2).

е) Разрушение силикатных минералов часто происходит вследствие гидролиза, в ходе которого небольшие сильно заряженные ионы Н ⁺ в воде замещают катионы металлов в кристаллических решетках, так что ионы ОН^- или НСО^-₃ могут соединяться с замещенными катионами и образовывать растворы или локальные осадки. Гидролиз имеет место вдоль нарушений в породах или минералах, таких, как трещины кливажа и отдельности, границы между кристаллами и плоскости спайности минералов.

1в. Окисление, восстановление и Eh-pH-диаграммы. Химические элементы, присутствующие в первичных изверженных или метаморфических минералах, в зоне выветривания имеют тенденцию к достижению равновесия с окружающей их окислительной или восстановительной средой. Окисление влечет за собой потерю электронов элементами или ионами и приводит к увеличению их положительного заряда или к уменьшению отрицательного. При восстановлении мы имеем обратную картину, например в обратимой реакции железо со степенью окисления + 2 в таких минералах, как пироксен, оливин или роговая обманка, может окисляться по схеме

Fe²⁺ <=> Fe³⁺ + е^-. (1.2)

В поверхностных водах наиболее важным природным окисляющим агентом является растворенный кислород вследствие его очень высокой электроотрицательности. Окислительно-восстановительный потенциал (редокс-потенциал) можно измерить посредством фиксации разности потенциалов между погруженными в измеряемую среду инертным электродом (обычно платиновым) и водородным электродом с известным потенциалом. Окислительно-восстановительный потенциал реакций, обозначаемый для краткости Eh, сравнивается с условной величиной 0,00 мВ для водорода в реакции

2Н⁺ + 2е^- -> Н₂ (1.3)

при температуре 25°С, давлении 1 атм (101 325 Па) и концентрации ионов водорода 1 моль/л (рН 0). Отрицательные величины Eh обозначают восстановительные условия, а положительные - окислительные условия по отношению к условной водородной шкале.

Большинство элементов в зоне выветривания и в верхних частях колонок отложенных осадков окисляется. Исключения наблюдаются в бедных кислородом заболоченных почвах, в которых в большом количестве присутствуют анаэробные бактерии. Здесь может идти реакция (1.2), и нерастворимое окисное железо восстанавливается до растворимого закисного железа. Восстановительная среда существует ниже поверхности аэробной зоны при субаквальном накоплении осадков, а также в так называемых» эвксинных условиях слабо аэрируемых морских водных масс или обогащенных органическим веществом рассольных водоемов.

Если в результате лабораторных измерений получен стандартный потенциал для конкретной реакции и имеются данные полевых измерений Eh в зоне выветривания, то можно предсказать степень окисления для конкретного иона. Например, стандартный потенциал для пары Fe²⁺ -Fe³⁺ в реакции (1.2) составляет +0,77 В. Если, к примеру, полевые измерения в кислой среде (рН 2) дали величину + 0,5 В, то можно ожидать, что устойчивой фазой железа в этой обстановке будет Fe^{2 +} (см. гл. 27, 30). На практике было обнаружено, что некоторые из реакций, определяющих величину Eh, протекают очень медленно и что водная среда долго не приходит в равновесие с измерительными электродами. Таким образом, полевые измерения окислительно-восстановительного потенциала в большинстве случаев позволяют дать только полуколичественную оценку.

При нанесении на график значений Eh и рН может быть получена исключительно информативная диаграмма. Ограниченная жирной линией на рис. 1.2 область показывает обычные пределы величин Eh и рН, обнаруживаемые в приповерхностных условиях. Нижний предел для рН составляет около 4. Он обусловлен природными концентрациями СО₂ и органических кислот, растворенных в поверхностных и почвенных водах. Верхний предел для рН составляет около 9. Он достигается в водах, контактирующих с карбонатными породами при слабом контакте с атмосферным СO₂. Наибольшие величины Eh определяются реакцией

Эта реакция в действительности зависит от величины рН. Зависимость выражается следующим образом:

Eh = 1,22 - 0,059 pH

Наименьшие величины Eh определяются реакцией

 

которая зависит также от рН. Зависимость имеет следующий вид:

Eh= - 0,059 рН.

 

Рис. 1.2. Диаграмма, показывающая обычный диапазон значений Eh и рН на поверхности Земли (контур, покрытый точками) и диапазон устойчивости воды (по Краускопфу [475]).

Важно подчеркнуть, что область природных значений Eh и рН на рис. 1.2 включает «нормальные» условия. Местные условия могут иногда значительно отклоняться от условий этой области. Например, при окислении пирита возникает очень кислая среда, а при разложении органического вещества без контакта с водой-среда восстановительная. Eh-pH-диаграммы [292] могут быть построены для множества реакций и реагентов. Они оказывают ценную помощь при интерпретации химических реакций, происходящих во время выветривания, отложения и диагенеза (см. гл. 27). Однако эти диаграммы ничего не говорят нам о скорости таких реакций, их завершенности, или, иначе говоря, о степени достижения равновесия.

1 г. Поведение породообразующих минералов в процессе выветривания. В этом разделе мы приступаем к наиболее важной теме, касающейся образования кластических частиц. Даже самое элементарное знакомство с тремя основными группами пород - изверженными, метаморфическими и осадочными-вскоре убеждает наблюдателя в том, что набор распространенных типов минералов в кластических осадочных породах обычно намного более ограничен, чем в изверженных и метаморфических породах. С чем это связано?

Начнем с рассмотрения результатов исследования Уолстромом [839] минералов, сохранившихся в верхнепалеозойской коре выветривания, развитой на гранодиоритах Боулдер, Колорадо (США). На рис. 1.3 суммированы данные, показывающие изменение минерального и химического составов в профиле выветривания с глубиной, по мере приближения к неизмененному материнскому гранодиориту. Отметим устойчивость кварца и в меньшей степени микроклина; неустойчивость плагиоклазов, биотита и роговой обманки; образование «новых» минералов, таких, как каолинит, монтмориллонит и иллит. Если в первом приближении увеличение глубины рассматривать как показатель уменьшения степени выветривания, то выходит, что роговая обманка разрушается при выветривании первой; далее минералы следует за ней в таком порядке: плагиоклаз, биотит, микроклин. Химические анализы главных окислов показывают, что при движении снизу вверх по профилю выветривания содержания А1₂0₃, Fe₂0₃ и К₂0 возрастают, а содержания Si0₂, FeO, СаО и Na₂0 уменьшаются.

Над этими результатами стоит немного подумать. В процессе выветривания некоторые минералы, очевидно, были более устойчивыми, чем другие. Ряд минералов вновь образовался. Некоторые окислы были почти полностью вынесены, тогда как количества других увеличились. В настоящем разделе мы остановимся на вопросе устойчивости минералов.

Рис. 1.3. Изменение минерального и химического составов в профиле выветривания миссисипского возраста (нижний карбон), развитом на гранодиоритах вблизи Боулдера, шт. Колорадо, США (по Уолстрому [839]).

Таблица 1.1. Ряд «устойчивости к выветриванию» силикатных минералов изверженных пород Порядок расположения здесь минералов противоположен их порядку в реакционном ряду Боуэна, характеризующем кристаллизацию минералов из силикатных расплавов [305]

 

Многочисленные исследования процесса выветривания в большинстве случаев подтверждают первоначальный постулат Голдича [305], согласно которому для обычных минералов изверженных пород может быть установлен ряд «выветриваемости» (или «устойчивости к выветриванию».-Ред.) (табл. 1.1). Обратите внимание на то, что этот ряд напоминает реакционный ряд Боуэна, характеризующий процесс кристаллизации магматических пород из расплава. Обычно не составляет труда установить, что менее устойчивые в коре выветривания минералы - высокотемпературные, начальные температуры образования которых значительно отличаются от температур в приповерхностных условиях Земли. Тем не менее это не дает нам убедительного ответа на вопрос: «Почему некоторые минералы более стабильны?» Не проясняет этот вопрос и использование предложенного Райхе индекса потенциалов выветривания (WPI-Weathering potentials index) для пород и минералов, который представляет собой выраженное в процентах отношение

 

Малоустойчивые минералы и породы имеют высокий индекс, и наоборот (табл. 1.2). Индекс служит грубым ориентиром относительной устойчивости пород и минералов. Он основан на том, что щелочные и щелочноземельные элементы легче подвергаются выветриванию. Помимо этого индекс мало что объясняет.

Таблица 1.2. Индексы потенциалов выветривания (WPI) Райхе для некоторых силикатных минералов [144]

Минерал	Средний WPI	Диапазон изменения WPI
Оливин	54	44-65
Авгит	39	21-46
Роговая обманка	36	21-63
Биотит	22	7-32
Лабрадор	20	18-20
Андезин	14
Олигоклаз	15
Альбит	13
Мусковит	10
Кварц	1

Интересная попытка объяснить относительную устойчивость минералов в зависимости от свойств их кристаллических структур была предпринята Келлером [435]. Он предположил, что порядок образования из магмы некоторых силикатных минералов частично обусловлен относительными силами связей различных катионов с кислородом. Такое предположение в значительной степени подтверждается расчетом суммарных сил связей между катионами и кислородом в минералах реакционного ряда Боуэна. Несомненно также, что минералы с относительно небольшим количеством связей Si-O являются неустойчивыми по сравнению с минералами, имеющими много таких связей. Это обусловлено тем, что большая сила связи стремится сохранить структуру кристалла независимо от нарушения других слабых связей вида катион-кислород. Например, связь Mg-O-относительно сильная, однако форстерит (Mg₂Si0₄) относится к числу наименее устойчивых минералов изверженных пород из-за того, что у него мало сильных связей Si-O. Поэтому наиболее устойчивыми являются минералы, состоящие исключительно из соединенных друг с другом тетраэдров кремнезема. Когда в кристаллической решетке присутствуют другие ионы, по-разному присоединенные к тетраэдрам кремнезема, минерал менее устойчив, поскольку эти ионы могут быть нейтрализованы полярными молекулами воды.

Подход Келлера приводит нас к пониманию фундаментальной термодинамической природы и дает возможность оценить устойчивость минералов. По существу, можно сказать, что характер изменения свободной энергии реакции позволяет определить, какая из двух возможных реакций будет иметь место. Изменение стандартной свободной энергии реакции представляет собой сумму свободных энергий образования всех продуктов реакции минус сумму свободных энергий реагентов. Когда рассчитанные изменения свободной энергии отрицательны, реакции будут протекать самопроизвольно. Чем больше отрицательная величина изменения свободной энергии, тем более вероятным должно быть протекание реакции.

Кертис [183] взялся за решение проблемы устойчивости минералов при выветривании с точки зрения термодинамики и получил обнадеживающие положительные результаты. Для того чтобы определить устойчивость, мы должны написать конкретные уравнения химических реакций при выветривании, происходящих с «первичными» минералами изверженных и метаморфических пород (табл. 1.3). Экспериментальные значения величин стандартных свободных энергий образования возможных реагентов, а также продуктов реакций затем используются для расчета приведенных в табл. 1.3 свободных энергий (DG_f°). Например,

Этот результат показывает, что анортит будет реагировать с ионами водорода в водных растворах, и в итоге образуется глинистый минерал каолинит и ионы кальция. Отрицательное значение изменения свободной энергии свидетельствует о том, что реакция протекает самопроизвольно. Данные аналогичных расчетов для десяти других силикатов изверженных пород приведены в табл. 1.3. Для того чтобы упростить сравнения между разными химическими уравнениями, результаты расчетов, полученные в ккал*моль^-1, следует затем перевести в ккал*г*атом ^-1 путем деления на число атомов в продуктах каждой реакции. Необходимость такой поправки определяется тем, что значение DG_f° зависит от количества атомов в молекуле, а при сравнении сопоставляются количества энергии, высвобождаемые набором атомов, являющихся продуктами реакции. Окончательные результаты (табл. 1.3,6) хорошо соответствуют данным, полученным при полевых исследованиях, подобных тем, о которых говорилось выше. Следует подчеркнуть, что все рассмотренные реакции включают в себя полное окисление, которое вполне возможно в наиболее хорошо дренируемых, но влажных горизонтах коры выветривания.

Таблица 1.3. а) Уравнения выветривания, записанные в виде уравнений реакций распространенных породообразующих силикатных минералов с водной фазой [183]

 

б) Величины свободных энергий Гиббса для реакций выветривания 1-10, приведенных в табл. 1.3, а [183]

Минерал	DGf° ккал*моль-1	DGf° ккал*г*атом -1
1. Оливин (фаялит)	-52,7	-6,58
2. Оливин (форстерит)	-44,0	-4,00
3. Пироксен (клиноэнстатит)	-20,9	-2,98
4. Пироксен (диопсид)	-38,1	-2,72
5. Амфибол (антофиллит)	- 137,2	-2,49
6. Амфибол (тремолит)	- 123,2	-2,24
7. Са полевой шпат (анортит)	-23,9	- 1,32
8. Na полевой шпат (альбит)	-23,1	-0,75
9. К полевой шпат (микроклин)	- 17,3	-0,32
10. Слюда (мусковит)	-17,3	-0,32

Изложенные в настоящем разделе данные должны были бы привести нас к предположению, что кварц, мусковит и ортоклаз будут преобладать среди кластических минеральных компонентов, образующихся вследствие эрозии из выветрелых изверженных и метаморфических пород. Однако опыт подсказывает, что хотя кварц, несомненно, и является наиболее распространенным кластическим минералом, распространенность других первичных минералов весьма изменчива и зависит от ряда факторов, таких, как климат и тип выветривания, распространенность пород, содержащих те или иные минералы, твердость минералов, первоначальный размер их зерен, скорость осаждения и др. Важную роль играют также минералы, вновь образованные в процессе выветривания; они будут рассмотрены в следующем разделе.

1д. Продукты разрушения пород и вновь образованные минералы. Происходящие в процессе выветривания реакции окисления и гидролиза обычно приводят к высвобождению щелочных и щелочноземельных элементов (К, Na, Са, Mg) и их переводу в раствор в виде гидратированных ионов; остаточными продуктами этих реакций являются кремнезем и алюмосиликаты. Железо со степенью окисления +2 теряет один электрон и переходит в устойчивую нерастворимую форму со степенью окисления + 3. Реакции, приведенные в табл. 1.3, а, являются верными с точки зрения термодинамики, но в природе основным источником ионов водорода служит диссоциация угольной кислоты, образующейся при растворении в воде углекислого газа:

 

так что высвобожденные щелочные и щелочноземельные элементы быстро образуют растворимые карбонаты или бикарбонаты. Например,

 

Одной из наиболее важных групп вновь образованных в коре выветривания минералов являются глинистые минералы. Ими может быть представлена основная часть элювия (остаточного продукта выветривания). Глинистые минералы могут легко переноситься к месту отложения, где в случае отсутствия постседиментационных преобразований (гл. 27, 28) они дают нам ценную информацию об условиях выветривания. Каолинит образуется на кислой стадии гумидного выветривания пород, обогащенных полевыми шпатами, посредством реакций, подобных приведенным выше ((1.9) и (1.10)). Иллит (гидратированный силикат калия и алюминия) образуется на щелочной стадии выветривания полевых шпатов и слюд в случае, когда выщелачивания подвижных катионов, подобных калию, не происходит. Монтмориллонит (смешанослойный силикат) образуется на щелочной стадии выветривания основных изверженных пород в условиях дефицита ионов К⁺. Ниже (разд. 1з) мы рассмотрим группы глинистых минералов.

1е. Физическое выветривание. Две наиболее важные формы физического выветривания-морозное и солевое выветривание. В ходе обоих процессов при кристаллизации твердой фазы из раствора в мельчайших трещинах возникают напряжения. Морозное выветривание частично является результатом аномального расширения и уменьшения плотности во время замерзания воды (разд. 1в). Увеличение объема примерно на 10% приводит к возникновению в неболь-' ших трещинах напряжения растяжения, достаточного для расщепления и расширения трещины. Величины этих напряжений, возникающих при простом расширении, могут быть превзойдены в 10 раз в результате дополнительных напряжений, обусловленных образованием скоплений параллельных игольчатых кристаллов льда, растущих по нормали к замерзающей поверхности. Если в неболыпую трещину поступает новая порция воды, то напряжения, связанные с ростом кристаллов, ограничиваются только натяжением воды, которая «подтягивает» молекулы Н₂0 к концам растущих кристаллов посредством капиллярных пленок. Морозное выветривание наиболее действенно в тонких трещинках и расщелинах неправильной формы в условиях от умеренного до субарктического климата, когда ежедневно чередуются таяние и замораживание. Иногда процесс ежедневного замораживания и оттаивания, и порой в значительных масштабах, наблюдается в жарких пустынях, где зимние дожди и роса дают достаточное количество влаги.

Раньше солевое выветривание как вид выветривания резко недооценивалось. По видимому, имеют место следующие факторы, посредством которых поступление солей может вызывать напряжения, приводящие к разрушению породы: гидратация, разогрев и рост кристаллов [169, 311]. Последние два фактора, вероятно, наиболее важны. Они действуют в пустынях и прибрежных районах на всех широтах, где концентрируются соли и где роса, прибрежный туман, морские брызги и обычные осадки поставляют необходимую жидкую фазу. Напряжения, возникающие за счет роста кристаллов, сильно зависят от пористости пород. Особенно велико их влияние в пористых осадочных породах. По своей способности разрушать породы соли неодинаковы. Наиболее активны в этом отношении сульфаты натрия и магния. Напряжения, связанные с ростом кристаллов, отмечаются в извилистых трещинах, находящихся под давлением. В незамкнутых пространствах, где соли кристаллизуются вследствие испарения, не происходит изменения объема, и, следовательно, напряжения не могут иметь места.

В настоящее время полагают, что суточные изменения температуры в пустынях не могут приводить к расслоению пород, поскольку в многочисленных лабораторных экспериментах этот процесс не удалось воспроизвести. Расслоение относят за счет отщепления частично выветрелого химическим путем внешнего слоя породы, причем выветривание нередко приурочено к затененным поверхностям породы, где особенно сильно и длительно проявляется воздействие поверхностной влаги.

Однако, несмотря на приведенные выше замечания относительно влияния физического выветривания, можно утверждать, что, по-видимому, на большей части поверхности Земли оно играет подчиненную роль по сравнению с химическим выветриванием.

1ж. Вынос осадочного материала. Можно предположить, что твердые кластические зерна выносятся из разных районов по-разному. Наиболее важными с геологической точки зрения контролирующими факторами являются климат, растительный покров, литологический состав пород, а также рельеф. Однако возделывание земель и вырубка лесов в прошлом и в настоящее время привели к значительным изменениям, особенно в низких широтах. Образовавшийся в результате химического и физического выветривания обломочный материал отделяется от обнажающейся на поверхности земли массивной породы со скоростью, зависящей от литологического состава этой породы, а также от эффективности процесса сноса. Последний контролируется главным образом количеством осадков. Скорость транспортировки свободного обломочного материала естественными водотоками в речные системы затем контролируется характером поверхностных склонов и величиной стока осадков. Осадочный материал, образовавшийся на поверхностных склонах водосборного бассейна, переносится речной системой со скоростью, зависящей от силы потока (разд. 5г).

Увеличение поверхностного стока в случае водосборного бассейна заданного размера способствует увеличению объема поставляемого осадочного материала. Поверхностная растительность будет препятствовать этой тенденции. Аридные и семиа-ридные районы характеризуются небольшим растительным покровом. Возрастание роли травяного покрова и лесов с увеличением количества осадков будет способствовать резкому уменьшению количества сносимого поверхностным стоком со склонов выветрелого материала. Соотношение между этими двумя факторами показано на рис. 1.4 [486]. Увеличение количества осадков выше примерно 1000 мм может вызывать ослабление сдерживающего влияния растительного покрова, что приведет к постепенному увеличению выноса осадочного материала, особенно в условиях сезонного и муссонного климатов [875]. Важно отметить, что рис. 1.4 построен главным образом на основании данных по небольшим водосборным бассейнам центральной части США. Даже если в других районах абсолютное значение выноса осадочного материала иное, общая тенденция будет оставаться той же.

Рис. 1.4. а-взаимоотношение между средним годовым количеством атмосферных осадков и выносом осадочного материала (денудацией) (по Шумму [721]) с учетом обобщенного влияния сезонности паУилсону [875]; б-гипотетические связи между средним годовым количеством атмосферных осадков и выносом осадочного материала: 1-до развития растительного покрова суши (досилурийское время); 2-появление примитивной растительности (силур-девон); 3-появление цветковых растений и хвойных деревьев (карбон-юра); 4-появление трав (поздний мел) (по Шумму [721]).

 

Можно предположить вслед за Шуммом [721], что в геологическом прошлом в докембрии и раннем палеозое (4500-400 млн. лет назад) из-за отсутствия на суше растительного покрова сдерживающее влияние последнего на увеличение выноса осадочного материала при возрастании поверхностного стока не проявлялось. Поэтому в целом поверхность Земли, по-видимому, вела себя подобно поверхности современных полузасушливых семиаридных районов. Прогрессировавшее уменьшение выноса осадочного материала во внутренних районах с годовым количеством осадков свыше 250 мм, видимо, определялось развитием хвойных лесов в раннем мезозое и, что самое важное, трав в раннем мелу (рис. 1.4).

Некоторые авторы предпринимали попытки построить мировые карты скоростей выноса осадочного материала. В своем замечательном исследовании Фурнье [274] приводит такую карту, составленную на основе эмпирического уравнения, полученного при допущении, что вынос осадочного материала является функцией количества осадков и рельефа. Он оперировал данными примерно по 80 отдельным водосборным бассейнам. На сходной карте, построенной Страховым (рис. 1.5), виден максимальный вынос осадочного материала в тропических районах с периодами сезонных дождей. В направлении к экваториальным районам, где сезонные факторы отсутствуют, вынос уменьшается. Уменьшение происходит и по направлению к аридным зонам (как жарким, так и холодным) с небольшим количеством осадков. Влияние рельефа отчетливо видно в районах Кордильер и Гималаев. Другие авторы отмечают, по существу, те же тенденции, однако они приводят величины выноса осадочного материала, отличающиеся более чем на порядок по абсолютным значениям. Такое большое расхождение отражает большие трудности при отборе данных и при проведении подобного рода исследований. Особый интерес представляют карты, показывающие вынос твердого осадочного материала из бассейнов больших рек (рис. 1.5). Следует обратить внимание на то, что связь между размерами водосборных бассейнов и выносом осадочного материала невелика. Она зависит от множества других климатических, орографических и литологических факторов; сюда же следует добавить и очень важные антропогенные воздействия, являющиеся результатом сельскохозяйственной деятельности человека в течение нескольких тысячелетий.

Рис. 1.5. Мировое распределение величины механической денудации, водосборные бассейны крупнейших рек и приблизительное значение разгрузки твердого материала, осаждающегося вблизи устьев рек (по Страхову [798] и Стоддарту [792]).

1з. Кластические частицы и идентификация их источников. В кластическом осадочном материале среди зерен песчаной и алевритовой размерностей (см. гл. 4) наибольшим распространением пользуются зерна кварца. Срезы отдельных кристаллических кварцевых частиц при скрещенных николях могут иметь прямое или волнистое погасание. Недеформированный вулканический кварц имеет прямое погасание, в то время как кварц изверженных глубинных и метаморфических пород имеет либо прямое, либо волнистое погасание. Последнее является следствием деформации кристаллической решетки. Недавно проведенные статистические исследования [58] показали, что среднее значение угла погасания частиц кварца метаморфических пород больше 5°, тогда как глубинных изверженных пород меньше 5° (рис. 1.6). Частицы кварца могут быть как моно-, так и поликристаллическими. Почти все частицы кварца вулканического происхождения относятся к монокристаллическому типу. В глубинных изверженных породах содержание поликристаллического кварца минимально (рис. 1.7); оно возрастает в вы-сокометаморфизованных породах и достигает максимума в слабометаморфизованных. Точно так же количество монокристаллов в поликристаллическом кварце является наибольшим в слабометаморфизованных породах и наименьшим в сильнометаморфизованных глубинных изверженных породах (рис. 1.7). Нанося информацию об этих свойствах кварца на двойную трехкомпонентную диаграмму, а также используя данные изучения состава кварца известного происхождения в современных водотоках для осадков первого цикла (т.е. не подвергавшихся переотложению) (разд. 1и), можно получить полезный индикатор для определения источника частиц (рис. 1.7).

Рис. 1.6. Частотные кривые, показывающие распределение истинных углов волнистого погасания в зернах обломочного кварца глубинных и слабометаморфизованных пород. Обратите внимание на значительное перекрытие кривых. Величины основаны на данных универсальных измерений (по Басу и др. [58]).

 

Рис. 1.7. Трехкомпонентные диаграммы, показывающие распределение отдельных типов кварца из различных пород. 1 - хлоритовая и био-титовая зона; 2-гранат и силлиманит; 3-гранулитовая зона; 4 - магматические граниты (незату-шеванные значки-аномальные образцы) (по Басу и др. [58]).

Полевошпатовые зерна представлены щелочными полевыми шпатами (ортоклазом, микроклином), пертитом и плагиоклазом (от альбита до анортоклаза). Относительная распространенность частиц полевошпатовых минералов обычно отражает ряд устойчивости этих минералов к химическому выветриванию. Микроклин широко распространен как в метаморфических породах, так и в глубинных изверженных породах. Состав плагиоклазов изменяется в зависимости от химического состава глубинных изверженных, а также метаморфических пород. В водотоках с большими уклонами, где часты сильные соударения частиц, сдвоенные кристаллы (особенно в случае карлсбадского двойникования) имеют тенденцию к разрушению вдоль плоскостей двойникования. Поэтому их количество резко уменьшается [641]. Сложные плагиоклазовые двойники в меньшей степени подвержены такому воздействию. Небольшое содержание полевых шпатов во многих пляжных песках (по сравнению с речными песками), по-видимому, отражает склонность частиц полевых шпатов к разрушению вследствие их раскалывания по трещинам в области прибоя.

Фрагменты пород полезно подразделить на внутриформационный и экзотический типы. К внутриформационным фрагментам относятся преимущественно нетвердые обломки суглинка, вынесенные из илистых пластов, к экзотическим - целая гамма фрагментов изверженных, метаморфических и осадочных пород. Более крупнокристаллические глубинные породы, сланцы и гнейсы обычно встречаются в виде более крупных обломков гравийной размерности, распадающихся в процессе последующего выветривания или абразии на свои минеральные компоненты песчаной размерности. К числу важных обломков более тонкой размерности относятся фрагменты кислых вулканитов, стекловатых туфов, кремней, аргиллитов и кварцитов.

Тяжелые минералы редко составляют более 1% осадка или породы. Для исследования их необходимо отделить от рыхлого осадка или раздробленных пород, используя тяжелые жидкости (с плотностью более 2,8 г - см^-3) (см. [146]). Среди тяжелых минералов в наибольших количествах обычно встречаются непрозрачные минералы магнетит и ильменит. Из прозрачных минералов наиболыпим распространением пользуются твердые и устойчивые циркон, турмалин, рутил и гранат. Высокое содержание турмалина служит индикатором обогащенных бором плутонических питающих провинций. Очень ценные данные в этом смысле могут дать современные методы определения абсолютного возраста по отношению ⁴⁰Аr/³⁹Аr в обломочном турмалине [27]. Гранаты чаще всего встречаются в глинистых сланцах. Увеличение степени метаморфизма последних сопровождается уменьшением в них содержаний кальция и магния, тогда как в кристаллической решетке граната содержания железа и магния увеличиваются. Из других метаморфических минералов в тяжелых фракциях встречаются ставролит, дистен и силлиманит. Хотя исследования тяжелых минералов в настоящее время «немодны», их результаты (когда они представлены в соответствующей статистической форме) совместно с данными изучения палеотечений и палеогидравлики, а также с данными фациального анализа могут дать очень интересные реконструкции древних речных бассейнов (рис. 1.8). Однако следует отметить, что после захоронения в пределах пласта могут происходить растворение и переосаждение, которые приводят к изменению абсолютного и относительного состава ассоциаций тяжелых минералов.

Главными глинистыми минералами являются каолинит, хлорит и смешаннослойные глинистые минералы. Основная структура группы глинистых минералов характеризуется чередованием октаэдрических слоев гиббсита и тетраэдрических слоев кремнезема (рис. 1.9). Во многих глинистых минералах в обоих слоях происходит замещение ионов алюминия или кремния. Это приводит к дефициту зарядов, который компенсируется межслоевыми катионами.

Каолинит образуется за счет полевых шпатов на кислой стадии выветривания посредством реакций, подобных описанным уравнениями (1.9) и (1.10). Структура каолинита проста и заключается в чередовании слоев гиббсита и кремнезема. В структуре каолинита отсутствуют межслоевые катионы, поскольку замещение кремния алюминием незначительно (в одном случае из 400). Каолинит составляет от 8 до 20% общего содержания глинистых минералов в современных океанских осадках и пользуется наибольшим распространением в осадочном материале, образовавшемся в процессе выветривания в тропическом климате низких широт (рис. 1.10).

Иллит находится в близком родстве с мусковитом, но отличается тем, что содержит больше кремния и меньше калия. В слоях кремнезема ионы Аl³⁺ замещают ионы Si⁴⁺ в отношении 1:7. Образующиеся при этом замещении свободные отрицательные заряды уравновешиваются ионами К⁺, которые связывают смежные «сандвичи» вида кремнезем-гиббсит-кремнезем (рис. 1.9). Эти межслоевые ионы К⁺ препятствуют попаданию других катионов и молекул воды, обусловливая малую емкость обмена, ограничивающуюся лишь краями кристаллов. В некоторых почвах, подверженных выщелачиванию, могут содержаться деградированные иллиты, которые имеют меньше ионов К⁺, чем следует (их высокая способность поглощать ионы К⁺ находит применение в сельскохозяйственной практике для повышения плодородия почв). Иллит составляет от 26 до 55% общего содержания глинистых минералов в современных океанских осадках. Он наиболее распространен в районах, примыкающих к умеренным и полузасушливым континентальным областям (рис. 1.10).

Монтмориллонит принадлежит к группе смектитов. В нем ион Mg²⁺ замещает ион А1^{3 +} в слоях гиббсита в отношении 1 :6. Могут осуществлять и дмигу, замещения, главным образом замещение иона Si⁴⁺ ионом А1³⁺, а также иона А1³⁺ ионом Fe²⁺. Образующиеся при таких замещениях свободные заряды частично компенсируются небольшим числом межслоевых катионов, обычно ионами Na⁺ или Са²⁺. Между этими структурными слоями легко адсорбируется вода. Поскольку базальное расстояние равно 10-21 А, в его пределах могут поместиться 1-3 слоя воды. При нагревании до 100-200°С смектиты теряют межслоевую воду. Этот процесс обратим. Все смектиты обладают способностью к катионному обмену. Его основной причиной является несбалансированность зарядов в каркасообразующих слоях. В целом энергия замещения у ионов с большим зарядом выше, а их способность к замещению - меньше. Поэтому, например, ионы Са²⁺ удерживаются более прочно. В современных океанских осадках количество монтмориллонита составляет 16-53% общего содержания глинистых минералов. Наибольшей распространенностью монтмориллонит пользуется в районах, где породы основного или среднего состава подвергаются субаэральному выветриванию или гальмиролизу (подводному выветриванию) в щелочных условиях морского дна. Например, это материал, перено симый в южную часть Тихого океана или встречающийся вдоль срединно-океанических хребтов (рис. 1.10).

Рис. 1.8. Пример использования распределения фракций тяжелых минералов в палеогеографических реконструкциях; вельдские (нижний мел) фации Северо-Западной Европы. 1 -перенос обломочного материала; 2-суша; 3-обогащенные турмалином источники сноса; 4-флювиальная фация; 5-гранат; б-ставролит; 7-дистен; 8-апатит; 9-амфибол; 10-пироксен (по П. Ал-лену [26, 27]).

Рис. 1.9. Схематическое представление структур основных глинистых минералов (по Петтиджону и др. [635]). Обсуждение см. в тексте.

Хлорит имеет сложную структуру, включающую «сандвичи» из слоев талька между слоями кремнезема, чередующиеся с «сандвичами», состоящими из слоев талька между слоями брусита (рис. 1.9). В незначительной степени в хлорите происходит замещение ионов Si⁴⁺ и Fe²⁺ ионами А1³⁺ и ионов Mg²⁺ ионами А1³⁺. Легкость окисления иона Fe²⁺ в слоях брусита означает, что хлорит может встречаться только в тех корах выветривания, где химическое выветривание происходит в сильно восстановительных условиях или процесс выветривания не идет. Распространение хлорита в современных океанских осадках, таким образом, отражает условия его сохранности. Поэтому минерал наиболее обычен в высоких широтах, особенно в районах, подверженных влиянию ледников (рис. 1.10). В современных океанских осадках количество хлорита находится в пределах 10-18% от общего содержания глинистых минералов.

К смешаннослойным глинистым минералам относятся минералы, в кристаллической структуре которых различные слои чередуются друг с другом. Это чередование может быть регулярным или нерегулярным. Среди значительного числа разных видов смешаннослойных минералов наиболее важными с точки зрения седиментологии являются иллит-монтмориллонитовые типы.

Вкратце подчеркнем, что все глинистые минералы в процессе диагенеза и захоронения претерпевают существенные изменения. Поэтому представление о том, что характер глинистых пород в «летописи» геологических событий будет отражать состав свежеотложенных глин (гл. 28), является заблуждением.

1и. Источники осадочного материала, дифференциация и тектоника плит. Кластические осадочные зерна, образовавшиеся из метаморфических или изверженных пород в районах, удаленных от прибрежной полосы, можно назвать зернами первого цикла. Впоследствии, после повторения геологического цикла отложения, литификации (гл. 28) и подъема, эти зерна уже сами по себе могут входить в состав пород районов, удаленных от прибрежной полосы. Зерна второго цикла, по-видимому, образуются в результате эрозии этих пород и т.д. В процессе каждого цикла отложения, диагенеза, подъема и выветривания зерна должны становиться более мелкими, более окатанными; при этом увеличивается количество зерен кварца (при этом роль поликристаллического кварца уменьшается) и уменьшается количество зерен неустойчивых тяжелых минералов.

Иными словами, любые отложения вследствие таких процессов становятся все более «зрелыми». При палеогеографических реконструкциях обычной ошибкой является предположение, что кластические осадки состоят из зерен первого цикла; в действительности это случается редко.

Несмотря на указанное предостережение и наличие во многих кластических отложениях зерен разных циклов, ясно, что на состав кластических отложений сильное влияние может оказывать взаиморасположение континентальных окраин и океанских бассейнов, регулируемое тектоникой плит. Таким путем мы можем сравнить устойчивые кристаллические и древние осадочные питающие провинции типичных пассивных (Атлантический тип) континентальных окраин с вулканическими активными областями сноса активных (Андский тип) континентальных окраин. Используя точные статистические методы, Валлони и Мейнард [835] подразделили глубоководные пески на основе средних процентных содержаний в них кварца (Q), полевых шпатов (F) и обломков пород (R), определяющихся влиянием тектоники плит. При этом выделились следующие минеральные ассоциации: а) пески пассивных континентальных окраин, имеющие состав Q₅₂F₂₆R₁₂ б) пески активных континентальных окраин или зон субдукции с составом Q₁₀F₅₃R₃₁ в) пески зон горизонтального смещения с составом Q₃₄F₃₉R₂₇ г) пески тыловых дуговых бассейнов, имеющие состав Q₂₀F₂₉R₅₁ д) пески преддуговых бассейнов с составом Q₈F₁₇R₇₅

Для распознавания обстановки седиментации важнейшими характеристиками являются количество и тип обломков пород, а также тип полевых шпатов.

1к. Выводы. Кластические минеральные зерна и обломки пород образуются из изверженных, метаморфических и ранее образовавшихся осадочных пород в процессе физического выветривания, а также в ходе реакций окисления и гидролиза, протекающих при химическом выветривании. Минеральный состав и объем кластических частиц, образующихся в местах «подготовки» осадочного материала, зависят от ряда факторов: геологии областей сноса, рельефа, климата, площади водосбора, а также состояния растительного покрова. Кластические зерна могут в некоторой степени свидетельствовать о месте своего образования, однако при таком анализе возникают трудности, обусловленные переработкой осадочного материала в процессе последовательных геологических циклов и диагенетических изменений (см. гл. 28).

Рис. 1.10. Карты, показывающие распределение высоких содержаний различных глинистых минералов в поверхностном слое донных осадков океанов (по Гриффину и др. [318]). Содержания даны в процентах от суммы глинистых минералов.