Органогенные (биогенные) осадки

Органогенные осадки формируются в результате жизнедея­тельности животных или растительных организмов, как прави­ло, путем накопления их остатков после завершения жизненного цикла. Аккумуляция биогенных осадков протекает, как правило, в водной среде. По вещественному составу органогенные осадки разделяются на минеральные и органические, т.е. главным обра­зом углеводородного состава.

Среди органогенных осадков внутриконтинентальных болот ведущая роль принадлежит собственно органическим осадкам, представляющим собой, как правило, аккумулированные остат­ки высших растений. Эти рыхлые осадки принято называть торфом. В зависимости от типа болота (верховое, низинное, промежуточное) и типа водной растительности выделяются раз­личные виды торфа (рис.11). Сапропелевые отложения прак­тически всегда присутствуют в болотных органических осадках, но имеют подчиненное распространение. В верхних частях вод­ных бассейнов в условиях ограниченного доступа воздуха идут процессы гумификации растительного материала. По мере по­гружения, при отсутствии кислорода протекают процессы торфообразования, интенсивность которых зависит от богатства растительной жизни в водоеме, химического состава воды, а также климатических условий.

Торфяные залежи континентальных озерно-болотных объ­ектов, образованные в прошлые геологические эпохи, послужи­ли материнским веществом для гумусового угля — лимнических угольных бассейнов, доля которых в общих угольных ре­сурсах Мира относительно невелика, однако для отдельных регионов (например, Московский бассейн) очень значительна.

 

 

 

 

Рис. 11 Схема зарастания озера.(по В.В. Вильямсу)

А – минеральное дно озера; б-в – сапропелевый ил; г – землистый торф; д – осоковый торф; е – камышово-тростниковый торф; 1 – свободно плавающие водные растения;          2 – рдесты и кувшинки; 3 – камыши; 4 – рогоз; 5 – тростник; 6 – крупные осоки; 7 – мелкие осоки; 8 – корневищные знаки; 9 – злаки.

Биохимические осадки

Помимо чисто органогенного и чисто хемогенного осадконакопления, в отдельных случаях отмечается комплексный, биохи­мический седиментогенез. Как правило, в этих случаях в накоп­лении минеральных веществ активно участвуют разного рода бактерии и микроорганизмы. Биохимическим путем в морских акваториях в зоне шельфа и в прибрежно-морских лагунно-лиманных условиях образуется самородная сера за счет разложе­ния органического вещества и сульфатных соединений анаэроб­ными бактериями в условиях восстановительной среды. Биохи­мический источник имеют и некоторые фосфатные осадки. В прошедшие геологические эпохи биохимическим путем образо­вывались осадки, содержащие ряд ценных металлов, таких как уран и ванадий.

Диагенез

Как уже отмечалось, аккумулированные продукты выветривания, включающие в себя часто также продукты разрушительной деятельности денудационных процессов, являются промежуточной субстанцией и со временем преобразуются в осадочные горные породы. Переход осадков в горные породы — длительный и сложный процесс, носящий название диагенеза, что в переводе с греческого означает «перерождение». Различные осадки по-разному преобразуются в процессе диагенеза. Тем не менее, все они, в конечном итоге, превращаются в осадочные горные породы. Следует понимать, что процессы изменения осадка и преобразования его в горную породу начинаются еще в процессе его аккумуляции и длятся достаточно долгое время, исчисляемое десятками и сотнями тысяч лет. Процесс диагенеза не является одноактным, он представляет собой полистадийный процесс. В нем принято выделять химическое преобразование, перекристаллизацию, обезвоживание и цементацию. Именно вследствие перечисленных процессов происходят уплотнение, литификация (т.е. окаменение) осадка и превращение его в осадочную горную породу — новообразование, относительно устойчивое к изменениям физико-химиеских и термодинамических условий.

В процессе диагенеза первоначальный осадок подвергается различным химическим преобразованиям, выражающимся в изменении его химического и минерального состава.  В восстановительной среде, при недостатке или отсутствии свободного кислорода, высоковалентные соединения, наоборот, переходят в низковалентные. Значительную роль в процессах химического преобразования играют микроорганизмы, в том числе бактерии. Некоторые из них разлагают органическое вещество, вызывая появление сероводорода, углекислоты и органических кислот, что способствует изменению физико-химических условий среды осадконакопления. Другие могут непосредственно участвовать в окислительных или восстановительных процессах. Так, в кислородной среде аэробные бактерии способствуют переходу низковалентного железа в высоковалентное. В свою очередь, анаэробные бактерии в условиях восстановительных сред приводят к переходу оксидных соединений железа в его сульфидные формы.

Большую роль в процессах химического преобразования осадков играет растворение малоустойчивых минералов, таких как карбонаты и галоиды.

Процессам перекристаллизации подвергаются, главным образом, однородные мелкозернистые осадки, состоящие из легкорастворимых минералов. Классическим примером перекристаллизации может служить диагенез рифовых остатков кораллов, мшанок, водорослей и других морских организмов. Под действием углекислоты, возникающей при разложении органического вещества мягких тканей этих организмов, СаСОз скелетов, раковин и панцирей частично растворяется и после нейтрализации углекислоты выпадает заново, уже в кристаллической форме.

Процессы обезвоживания представляют собой выжимание воды из

порового пространства низких слоев осадков в результате гравитационного воздействий вышележащих осадочных толщ. Однако, этот процесс сопровождается не только удалением свободной воды из осадочных пород, но и дегидратацией минералов, содержащих кристаллогидратную воду. Кроме того, процессы обезвоживания в определенной мере могут сопровождаться выносом из осадка легкорастворимых соединений, а также перекристаллизации.

Процесс цементации обусловлен появлением в поровом пространстве осадка разного рода минеральных новообразований, связывающих (цементирующих) между собой отдельные зерна осадка. Выпадение цементирующего вещества может протекать одновременно с образованием осадка (т.е. сингенетически) или же в последующие стадии его преобразования (т.е. эпигенетически). Цементирующее вещество заполняет поры, пустоты, каверны и трещины в осадке, скрепляя его частицы и лишая его рыхлости. Наиболее распространенными цементирующими веществами являются карбонаты, кремнезем в различных модификациях (опал, халцедон, кремень и т.п.), фосфаты, гидроксиды железа и т.п.

Иногда, вследствие крайней неравномерности выпадения цементирующего вещества, в осадке появляются минеральные новообразования типа стяженей, отличные по своему составу от самого осадка. Подобного рода образования принято именовать конкрециями, причем их форма и размеры весьма разнообразны и зависят от типа осадка и физико-химических условий среды осадконакопления.

Эпигенетические конкреции возникают в результате повторного выпадения цементирующего вещества вокруг каких-то центров кристаллизации или в крупных незаполненных пространствах (кавернах, пустотах, трещинах). Наиболее часто встречаются кремневые, железистые,

сульфатные и фосфатные конкреции. Последние могут служить объектами промышленного использования, образуя пластовые желваковые фосфоритовые месторождения.

Совокупное влияние процессов растворения, перекристаллизации, обезвоживания и цементации в комплексе с давлением вышележащих осадочных толщ приводит к изменению объема первичных осадков, т.е. к их уплотнению. В результате значительно изменяются физические параметры осадков — уменьшается их пористость за счет более плотной компоновки минеральных частиц. Характер преобразования при уплотнении в значительной мере зависит от типа первичного осадка, его гранулометрического, минерального и химического состава, степени однородности, а также тектонического режима территории седиментогенеза. Так, в карбонатных илах интенсивная перекристаллизация приводит к изменению структурных характеристик в результате образования крупных кристаллов кальцита, не сопоставимых по размеру с размером карбонатных частиц первичного осадка. В то же время, кварцевые пески, как правило, цементируются без заметного изменения размера песчинок. Уменьшение объема осадков в процессе уплотнения весьма значительно — в два—три раза. В хорошо сортированных аллювиальных песках пористость (т.е. объем незаполненного минеральными частицами пространства) составляет от 40 до 60 %. В процессе же уплотнения пористость уменьшается приблизительно в два раза — до 25—30 %. В то же время, в органогенных илах пористость может достигать 90 %, а в образовавшихся из них глинах она уменьшается почти в три раза — до 30—35 %.

В заключение следует подчеркнуть, что все процессы, происходящие во время диагенеза, приводят к потере осадками рыхлости, влажности и пластичности и к превращению большинства из них в твердую, литифицированную (т.е. окаменевшую, от «литос» — камень) осадочную горную породу. Скорость процесса диагенеза варьирует в широких пределах и зависит как от типа осадков, интенсивности

процессов аккумуляции, изменения физико-химических, термодинамических и условий среды, так и тектонического режима региона осадконакопления.

Трудно переоценить значение процессов диагенеза в создании осадочных горных пород, слагающих верхнюю оболочку земной коры. В таких породах содержится широкий спектр полезных ископаемых, генетически связанных с процессами седиментогенеза, причем перераспределение вещества в них часто происходит именно в процессе диагенеза.

Осадочные горные породы

Название этого генетического типа горных пород определяется спецификой их образования — из осадков. Материалом для формирования осадков, как уже отмечалось, могут служить обломки механически разрушенных горных пород и минералов, минеральные зерна, образовавшиеся из растворов химическим путем, минеральные и органические части погибших животных и растений, а также продукты их жизнедеятельности и вулканические обломочные образования. В соответствии с разнообразием осадков принято выделять несколько групп осадочных горных пород — обломочные, глинистые, органические, химические (вулканогенно-осадочные).

Обломочные горные породы возникли в результате преобразования продуктов механического разрушения первичных горных пород. Среди них различают рыхлые разновидности, состоящие из нескрепленных обломков, и сцементированные разности, т.е. породы, в которых обломки соединены каким-либо веществом-цементом. По величине обломков принято выделять грубообломочные породы, или неефиты, состоящие из глыб, валунов, щебня, гальки, гравия, дерева — т.е. обломков, размер которых варьирует от 2 до 200 мм и более. Рыхлые разновидности грубообломочных пород, т.е. скопления свободно залегающих глыб, валунов, щебня, гальки, дресвы, гравия, будут

называться глыбовыми отложениями, валунниками, щебенистыми отложениями, галечниками, дресвяниками, гравийниками. В то же время, сцементированные залежи глыб, щебня, дресвы, т.е. остроугольных фрагментов горных пород, именуют брекчиями. В свою очередь, сцементированные отложения, состоящие из валунов и гальки, называются конгломератами, а состоящие из гравия — гравелитами. Среднеобломочные отложения, или псаммиты, имеют размер обломков от 2 до 0, 05 мм. Их рыхлые разности именуются песками, а сцементированные — песчаниками. Мелкообломочные горные, или алевриты, состоят из частиц диаметром 0, 05 — 0, 005 мм. Рыхлые их разности называют алевритами, а сцементированные — алевролитами.

Глинистые горные породы занимают промежуточное положение между обломочными и хемогенными, так как формируются они, как правило, в результате комплексного воздействия физического и химического выветривания. Размер глинистых частиц горных пород не превышает 0, 002 мм. Глинистые породы различаются по характеру связей между частицами, минеральному составу, пластичным свойствам и генезису. Как и в обломочных породах, среди глинистых отложений принято выделять рыхлые разновидности — глины и сцементированные — аргиллиты.

В связи с частым отсутствием тщательной сортировки обломочного материала по размерам, т.е. в связи с наличием осадков промежуточного гранулометрического состава, возникают обломочные осадочные породы промежуточного типа. Так, при смешении грубо- и среднеобломочные фракций возникают песчанистые конгломераты и гравелиты либо пудинговые песчаники. При смешении частиц песчанистого и алевритового состава — алевропесчаники или песчанистые алевролиты. При совместном накоплении глинистого и песчанистого материала образуются песчанистые глины и глинистые песчаники; при смешении глинистых и алевритовых частиц — алевритистые глины или глинистые алевролиты.

Следует отметить, что именно среди глинистых пород в зависимости от

содержания глинистых частиц (с размером менее 0, 002 мм) принято выделять собственно глины (> 30 %), суглинки (30—10 %) и супеси (< 10 %). Причем термины «суглинки» и «супеси» применимы только для молодых, четвертичного возраста пород. Для более древних, дочетвертичного возраста отложений, содержание глинистых частиц в которых превышает 30 %, сохраняется термин глины. Четвертичным суглинкам в более древних отложениях будет отвечать песчанистая глина, а четвертичным супесям в дочетвертичного возраста толщах — глинистые пески.

При смешении в осадках карбонатного и песчанистого материалов возникают известковые или доломитовые песчаники либо песчанистые известняки или доломиты.

Достаточно часто в земной коре встречаются карбонатно-глинистые породы, возникающие из осадков, в которых смешан глинистый и карбонатный материал. К таким породам относятся глинистые известняки и доломиты, мергели, известковистые и доломитовые глины.

Хемогенные осадочные горные породы формируются при диагенезе осадков, возникших путем выпадения минеральных веществ из растворов. Они весьма разнообразны по химическому составу. В отличие от обломочных и глинистых пород, хемогенные породы не могут иметь рыхлых разновидностей, а являются только литифицированными. По составу среди пород этой группы выделяются карбонатные (известняк, доломиты), галоидные (каменная соль, сильвинит), сульфатные (гипс, ангидрит), глино­земистые (бокситы), фосфатные (фосфориты), железистые (бурые железняки, железистые латериты) породы. Причем, следует помнить, что некоторые осадочные породы — галоидные, сульфатные, глиноземные и железистые — могут образовываться только химическим путем, в то время как карбонатные и фосфатные могут иметь иной генезис.

     Органогенные осадочные горные породы связаны с накоплением минеральных или органических продуктов жизнедеятельности животных или растительных организмов. Как и хемогенные породы, они классифицируются

по химическому составу. Наиболее типичными органогенными породами являются каустобиолиты, т.е. углеродистые осадочные породы — торф, сапропели, горючие сланцы, некоторые угли, твердые битумы, янтарь и др. В большей степени органогенным путем формируются кремнистые осадочные породы — доломиты, диатомовые трепелы и опоки, являющиеся скоплениями кремнистых панцирей и скелетов разного рода микроорганизмов — диатомей, радиолярий и т.п.

В то же время, наблюдаемые карбонатные и фосфатные ор­ганогенные породы — известняки, ракушечники, органогенные фосфориты следует относить к химико-органогенным породам, равно как и «глобулярные трепелы, которые могут образовываться и химическим путем. Итак, выделяется промежуточная группа осадочных горных пород. Иногда для простоты все хемогенные и органогенные породы относят к одной группе — химико-органогенные.

Пирокластические породы (от греч. «пирос» — огонь и «кластос» — обломок), с одной стороны, имеют генетическую связь с вулканической ветвью процесса магматизма, по условиям образования и внешнему облику несут характерные черты осадочных пород. Твердые продукты вулканических извержений (вулканические бомбы, лапилли, песок и пепел), выброшенные в атмосферу, проецируются на Землю и далее в процессах денудации и аккумуляции ведут себя как вульгарный обломочный материал — продукт механического разрушения горных пород, формируя породы, внешне мало отличающиеся от обычных осадочных обломочных пород. Исключение составляют игнимбриты — породы, образованные из неостывших и поэтому спекшихся в единую массу твердых продуктов вулканической деятельности.

Пирокластические породы, как и обломочные, классифицируются по величине обломков. Так, вулканические бомбы имеют размер более 30 мм, лапилли — от 30 до 2 мм, вулканический песок — от 2 до 1 мм,

вулканический пепел — менее 1 мм. Эти обломки в процессе диагенеза формируют туфогенные породы— туфоконгломерата, туфобрекчии, туфопесчаники и т.п.

Нередко в процессах денудации и аккумуляции вулканогенный материал смешивается с осадочным, в результате чего формируются вулканогенно-осадочные породы. Их принято разделять на туфы, содержащие менее 10 % осадочного материала, туффиты, содержащие от 10 до 50 % осадков и туффогенные породы, имеющие более 50 % вещества осадочного генезиса. Следует отметить, что по сравнению с прочими группами осадочных горных пород распространенность пирокластических и вулкано-генно-осадочных пород относительно невелика.

В заключение следует значение процессов осадконакопления для формирования месторождений полезных ископаемых. Скопления минеральных веществ, появившиеся в земной коре в результате процессов осадконакопления и последующего диагенеза, представляют собой месторождения полезных ископаемых осадочного генезиса. Они имеют огромное промышленное значение. По месту образования осадочные месторождения разделяются на морские, озерные, речные, болотные и континентальные. По характеру осадконакопления принято выделять механические, химические и биохимические осадочные месторождения. Они обладают рядом сходных черт внутреннего строения. Тела полезных ископаемых в них, являясь осадочными породами, имеют пластообразную форму и залегают согласно с вмещающими породами. Кроме того, они обычно занимают строго определенную стратиграфическую позицию, т.е. имеют определенный возраст.

 Типичные представители механических осадочных месторождений — месторождения гравия, песка, песчано-гравийных смесей и глин, значение которых для стройиндустрии трудно переоценить. Особую

ценность имеют россыпные месторождения, являющиеся источником многих ценных металлов (золото, олово, титан, вольфрам и т.д.) и минералов (алмазы, драгоценные камни и т.д.).

 К классу хемогенных месторождений относятся полезные компоненты, возникшие в результате химического осаждения минеральных веществ из растворов. Они включают в себя ме­сторождения минеральных солей, гипса, ангидрита, боратов, яв­ляющихся сырьем для химической промышленности. С ними же связаны многие месторождения марганца, железа, алюминия, урана и редких металлов. К классу биохимических (или химико-органогенных) месторождений относятся месторождения карбонатных и кремнистых пород, фосфоритов, а также горючих полезных ископаемых, как твердых (горючие сланцы, ископаемые угли и т.п.), так жидких (нефть) и газообразных (газы углеводородного состава).

 Значение процессов осадконакопления для формирования месторождений трудно переоценить. Осадочный генезис имеют все месторождения горючих ископаемых и минеральных солей. Кроме того, с ними связана весьма значительная часть запасов минеральных строительных материалов, а также весьма существенная часть ресурсов металлических полезных ископаемых, таких как руды марганца, алюминия, железа, урана, редких и благородных металлов.

Тема 1.3

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: