Материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления пользователям Интернета и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав.
© 2018 - 2024
типов осадков в океане.
Каждый литологический тип осадков формируется в определённом диапазоне изменения факторов и условий среды. Связь разных литологических типов осадков с фациальными обстановками неоднозначна. Одни из них развиваются только в узком диапазоне фациальных условий, а следовательно служат надёжным индикатором соответствующих фаций, другие характеризуют широкий диапазон условий, могут принадлежать к разными фациям и их комплексам.
Образование чистых однокомпонентных осадков предполагает высокую степень концентрирования одного осадкообразующего компонента. Проблема генезиса таких осадков сводится к выяснению причин концентрирования осадкообразующих компонентов в пределах определённой площади их распространения. Образование многокомпонентных осадков предполагает смешение двух и более компонентов, иначе говоря необходимо выяснить условия концентрирования нескольких компонентов.
Концентрирование какого-либо осадочного компонента может произойти в результате усиленного его поступления на данный участок дна, когда он количественно подавляет все остальные составляющие, либо из-за снятия «разбавляющего» влияния другого компонента. В таком случае процесс можно назвать пассивной концентрацией.
Концентрирование осадкообразующих компонентов осуществляется процессами механической, химической и биологической дифференциации, роль которых на разных стадиях различна.
Чистые однокомпонентные осадки формируются в океане из терригенного, вулканогенного, биогенного и эдафогенного материала. Активная концентрация за счёт подавления других компонентов характерна для терригенных и вулканогенных компонентов. При слабом поступлении терригенного материала активная роль переходит к биогенному известковому материалу. Растворение CaCO3 приводит к увеличению роли биогенного кремнезёма и осаждению терригенной взвеси дальнего разноса путём биофильтрации.
Накопление смешанных осадков происходит в результате сочетания концентрации определённых осадочных компонентов и их наложения в процессе седиментогенеза. Необходимо, чтобы все осадочные компоненты накапливались с примерно равными скоростями, что возможно только в определённых фациальных обстановках.
Труднее всего объяснить накопление туффитовых осадков, поскольку поступление терригенной составляющей происходит непрерывно, и вулканокластческий материал выбрасывается эпизодически во время извержений. (Медленный перемыв и последующий разнос).
Значительную роль в формировании литологических типов осадков играют процессы переотложения ранее выпавшего осадка придонными течениями, турбидными потоками, различного вида гравитационными перемещениями.
Из сказанного вытекает, что литологические типы океанских осадков отражают определённые океанологические условия и могут тем самым служить основой выделения фаций.
Л Е К Ц И Я № 8
Фациальные признаки океанских осадков
Как древние так и современные фации описываются комплексом признаков , отражающих условия их накопления. Помиммо рассмотренных выше литологических признаков к ним относятся: структурно-текстурные особенности, минеральный и химический состав, цве, остатки фауны и флоры, скорость осадконакопления.
Структурные признаки
Для анализа фаций главное значение имеют сингенетические структуры, отражающие особенности обстановки и процессов седиментации. Это гранулометрический состав и форма первично-осадочных частиц.
Гранулометрический состав -является индикатором динамики среды механической седиментации. В глубоководных обстановках отражает только динамику придонных вод и нередкоконтролируется размером частиц биогенного происхождения.
Гранулометрический состав осадков чувствителен к гидродинамической активности придонных вод только в интервале крупности, лимитированной предельной сдвигающей скоростью придонных вод. Более крупные частицы оседают независимо от придонных скоростей.
Гранулометрические фракции делятся на 4 размерных класса: 1-грубообломочный (псефитовый) >1мм; 2-песчаный (псамитовый) - 0,1-1мм; 3-алевритовый - 0,01-0,1мм; 4-пелитовый <0.01мм. каждый класс делится на более дробные единицы. В дополнение к этому выделяются фракции силта (0,05-0,005мм) и глины <0,005мм.
Песчано-алевритовая гранулометрическая фракция принципиально отличается от силтово-глинистой. (Граница между ними в области 0,05мм. Частицы песчано алевритовой размерности перемещаются волочением по дну, а более мелкие, силтово-глинистые, переходят во взвешанное состояние. Поэтому главным актом механической дифференциации терригенного материала является отделение влекомого по дну песчано-алевритового материала от переносимого во взвеси силтово-глинистого.
В равновесных гидродинамических условиях средний размер преобладающей фракции тем меньше, чем ниже скорость воды. При высокочастотных колебаниях скоростей гранулометрический состав приспосабливается к максимальным скоростям, при низкочастотных, период которых соизмерим со скоростью осадконакопления, возможно образование слойчатости, с чередованием слойков соответствующих фазам скоростей.
Сортировка содержит информацию о специфике переноса и осаждения материала. Наиболее сортированные осадки возникают при высокочастотных колебаниях скоростей и связанным с ним многократным взмучиванием осадка - условия мелководья. Хорошо сортированные осадки образуются и при более длиннопериодных колебаниях скоростей придонных вод при условии ограниченного поступления материала. Например чистые, не содержащие алеврита пески образующиеся в зоне действия приливных течений на дне глубоководных проливов. Несортированность отражает либо малую подвижность придонных вод, либо очень быструю аккумуляцию осадков за счёт источников поставляющих несортированный материал.
Гранулометрический состав осадков образующихся под действием гравитационных процессов отличается резкой неравновесностью по отношению к местным гидродинамическим условиям. Это слои песков и алевритов среди тонкозернистых осадков, грубообломочные гравийно-галечные и щебнисто-дресвянистые отложения незакономерно чередующиеся с тонкозернистыми отложениями. Гранулометрический состав подводных вулканокластических отложений зависит в основном от первичного размера вулканокластического материала и механизма переноса, тогда как фациальная обстановка имеет второстепенное значение. Прослои песчано-алевритовой витрокластической тефры, хорошо сортированные, встречаются только среди тонкозернистых глубоководных осадков, отложившихся в обстановхе застойных придонных вод, а скопления грубой пирокластики без тонкозернистого наполнителя характерны для вершин подводных гор и хребтов с повышенными скоростями течения.
Гранулометрический состав биогенных осадков целиком зависит от первичных размеров скелетных организмов или характерных форм их разрушения.
Гранулометрический состав планктоногенного (известкового и кремнистого) материала в океанских осадках контролируется : а) прижизненными размерами минеральных скелетов; б) трансформацией в ходе осаждения (селективное растворение); в) трансформация на дне (растворение, перемыв, сортировка).
Гранулометрический состав цеолитово-глинистых осадков контролируется аутигенным цеолитообразованием. Чем крупнее кристаллы, тем более грубозернистый осадок.
Гранулометрия океанских осадков сама по себе малоинформативна, но в сочетании с изучением вещественного состава осадков и отдельных гранулометрических фракций, формы и происхождения частиц, приобретает генетическое содержание.
Форма частиц
Окатанность частиц является важным показателем фациальных условий накопления относительно крупнозернистых (начиная с песчаных) обломочных отложений. Интенсивное окатывание происходит в прибрежной зоне волнового воздействия (в зоне прибоя). Хорошо окатанные валуны, галька, гравий и песок являются признаками прибрежных фаций с высокой энергией волновых процессов.
Но окатанность материала может быть унаследована от континентальных отложений. Окатанные обломки могут быть переотложены турбидными потоками ихз прибрежной зоны в глубоководные участки дна. Наконец могут быть эдафогенными образованиями представляющими собой продукты подводного размыва древних конгломератов. Все эти примеры достаточно распространены.
Форма обломков вулканокластического материала несёт информацию об условиях изверженя. Изогнутые, рогульчатые, пронизанные параллельными канальцами зёрна кислого вулканического стекла в глубоководных тефровых прослоях образуются за счёт дробления пузыристой пемзы в момент эксплозий или при транспортировке на плаву. Остроугольные, с вогнутыми контурами осколки базальтового стекла - результат глубоководного термического расщепления вулканического стекла. Для прижерловых фаций характерны глобулярные, шаровые текстуры гиалокластических базальтовых брекчий и т.д.
Структуры биогенного материала делятся на биоморфные (прижизненные формы) и детритовые (обломки или остатки от растворения биоморфных частиц). Детрит легче поддаётся размыву придонными течениями чем целые формы, поэтому детритовая структура особенно характерна для переотложенных осадков.
Текстуры осадков.
В океанских осадках наблюдаются различные по происхождению сингенетические слоистые, неслоистые и гомогенные текстуры. Гомогенные осадки возникают при равномерном накоплении взвешанных частиц из водной толщи и в результате вторичной гомогенизации путём механического взмучивания. Гомогенными могут быть осадки накопившиеся за счёт поступления совершенно однородного материала. Вожная роль во вторичной гомогенизации осадков принадлежит роющим организмам. Следы их присутствия свидетельствуют о равномерной седиментации скорость которой измеряется сантиметрами или миллиметрами в тысячу лет, о значительном количестве органического вещества служащего для них пищей и об отсутствии сероводородного зарожения.
Окрашенные слои (окислы Fe Mn) среди сероцветных осадков свидетельствуют о замедлении или перерывах в осадконакоплении. Пестроцветные пачки с цветовой полосчатостью характеризуют условия переходные от приконтинентальных к пелагическим.
Настоящая слоистость как «свойство осадочных отложений делиться на слои, ограниченные сверху и с низу ясной поверхностью», создаётся процессами прерывистой пульсационной седиментации. Это слоистые текстуры турбидитов, отложений гравитационных потоков, осадки с прослоями тефры. Они возникают в результате чередования мгновенных актов аккумуляции с «нормальной» несоизмеримо более медленной седиментацией. При большой частоте таких актов аккумуляции слои фоновой седиментации могут отсутствовать. В целом для турбидитов характерны ритмично-слоистые или градационные текстуры (циклит Боума). Градационные текстуры подобные турбидитам наблюдаются также в прослояхвитрокластической тефры.
По текстурным признакам чётко отличаются друг от друга разные генетические типы отложений гравитационных потоков высокой плотности - зерновых, грязекаменных, пастообразных. Общим для них является грубая нечёткая слоистость или её полное отсутствие, грубая градационность, пудинговая текстура с «подвешанными» в тонкозернистой массе обломками.
Кроме чётко выраженной слоистости в океанских осадках широко развиты текстуры с расплывчатыми контурами и постепенными переходами, которые отражают постепенные изменения условий осадконакопления.
Особую группу составляют текстуры типа ленточной слоистости (слойчатости).
Возникновение некоторых сингенетических текстур отражено в формах микрорельефа поверхности дна. Например глубоководные знаки ряби и характерная для них косая слоистость надёжный признак интенсивных движений придонных вод. По морфологии ряби можно установить характер и направление придонных течений.
Цвет осадков.
Цвет осадков является индикатором окислительно-востановительного состояния среды. Существуют две главные гаммы цветов по которым донные отложения можно разделить на «красноцветные» и «сероцветные». К красноцветным относятся все оттенки красного, коричневого, оранжевого, до бледно-желтого . Красноцветность обусловлена окисленными формами подвижных (аутигенных) соединений Fe, отчасти Mn (+ Eh). К сероцветным относятся все оттенки серого, зелёные, голубоватые, оливковые, чёрные. Сероцветность обусловлена аутигенными формами двухвалентного железа и органическим веществом (-Eh).
Окраска отражает окислительно-восстановительные условия возникающие сразу после захоронения осадка и контролируется содержанием и главное, скоростью накопления органического вещества разложение которого служит источником энергии раннего диагенеза. Красноцветность (окисленность) возникает и сохраняется только в условиях замедления или прекращения осадконакопления. Океанские красноцветы, это индикаторы перерывов или крайне медленной седиментации. Чередование красно и сероцветных осадков служит показателем неравномерности и прерывистости осадконакопления.
Минералогические признаки
Обломочные минералы. В океанских осадках встречаются следующие генетические разновидности обломочных минеральных зёрен: терригенные, вулканогенные, эдафогенные, космогенные. Минералы изучаются в основном в песчано-алевритовых фракциях. Изучение развивается в направлении картирования ареалов распространения отдельных минералов , с последующим выделением минеральных комплексов и провинций, и соответствующих им питающих провинций суши. Карты распространения осадков показывают, что «обломочная» минералогия осадков может являться самостоятельным фациальным признаком. Наиболее информативными оказались приконтинентальные фации осадков. Например выяснилось, что ареалы оРх узко локализованы и приурочены к андезитовому вулканическому поясу активных континентальных окраин. Распространение ортопироксена «безразлично» к приокеанической обстановке, что свидетельствует о широком разносе вулканокластики. Ещё больший разнос, в виде эолового переноса и в составе плавающей пемзы, испытывает вулканическое стекло.
В отдельных случаях комплексы обломочных минералов служат индикаторами условий транспортировки осадочного материала. Позволяют отличить придонную транспортировку от поверхностной, судить о характере осадконакопленияи о седиментационных провинциях.
Эдафогенные комплексы. Это особые комплексы обломочных минералов характерны для зон, в которых вскрываются глубокие горизонты коры - т.н. «офиолитовые» комплексы минералов. Поэтому эдафогенные комплексы могут рассматриваться как признаки приразломных фаций.
Для рифтовых зон спрединга характерно широкое развитие Ol, Px, Pl. Минеральный состав этих областей отличается от состава минералов областей субщелочного внутриплитного вулканизма, для которого характерно преобладание титан-авгита, роговой обманки, сфена и т.д.
Глинистые минералы. По сравнению с обломочными имеют менее дифференцированный характер распределения, ареалы более широкие и нередко перекрывают даже мегафациальные области. Конфигурация таких ареалов позволяет проследить направление основных потоков глинистой взвеси, выявить поверхностные и придонные составляющие, роль эолового компонента, установить обобщённые петрографические и климатические особенности питающих провинций.
Аутигенные минералы. В качестве фациальных признаков служат как новообразованные формы, формирующиеся в ходе седиментогенеза на границе вода-дно, так и раннедиагенетические минералы, выпадающие из иловых растворов в верхнем слое осадков сразу после захоронения. Аутигенные минералы представлены двумя комплексами характеризующими два главных типа океанского седиментогенеза.: 1) приконтинентальный, формирующийся при наличии восстановительной зоны( пирит, карбонаты кальция, магния. Железа, марганца, гипс, глауконит, шамозит, фосфаты); 2) пелагический, образующийся в окислительных условиях при низких скоростях осадконакопления (оксигидратные минералы железа, марганца, феррисмектит, филлипсит).
Сульфиды железа характеризуют разнообразные приконтинентальные фации - от прибрежных (эстуарии, лагуны, заливы) и мелководных шельфовых до абиссальных гемипелагических. Содержание сульфидов зависит от концентрации и скорости захоронения органического вещества и независит от абсолютной глубины океана. Сульфидные парагенезисы являются индикаторами высоких скоростей накопления органического вещества в относительно тонкозернистых гемипелагических осадках и в турбидитах.
Глауконит (смешаннослойные агрегаты ряда монтмориллонит-гидрослюда) - широко распространены в приконтинентальных областях современного океана. Характеризуют фации относительно грубых осадков внешнего шельфа и верхней части континентального склона, особенно в районах с высокой биопродуктивностью вод и интенсивным накоплением органики. Необходимые условия: высокая подвижность придонных вод, низкая температура, замедленное осадконакопление, отсутствие резко восстановительной среды с H2S.
Шамозит - характерен для прибрежных фаций гумидных зон, особенно экваториальной.
Фосфатный парагенезис (с пиритом)- формируется в фациальном комплексе апвелингов. Генетически связан с интенсивным накоплением органического вещества за счёт исключительно высокой биопродуктивности вод. Фосфор освобождается при распаде органического вещества и осаждается в виде конкреций, корок, оолитов и тд.
Оксигидраты Fe и Mn - возникают в окислительных условиях, характеризуют условия раннего диагенеза в пелагических фациях и верхнюю окисленную зону в приконтинентальных фациях. В пелагической зоне это конкреции, корки, тонкодисперсные формы, в приконтинентальных фациях свободные аморфные оксигидраты Fe и Mn и их микроконкреции.
Филлипсит-феррисмектитовый парагенезис с оксигидратами Fe и Mn, палагонитом, фосфатом (по костному детриту) характеризует фации эвпелагических глин в условиях минимальных скоростей осадконакопления, практически соответствующих перерывам.
Биогенные минералы. К биогенным относятся минералы образованные в процессе жизнедеятельности организмов (планктона, нектона, бентоса), слагающие твёрдые части их тела, которые сохраняют биоморфную структуру. Наиболее широко распространены карбонаты кальция и опал, в меньшей мере аморфный фосфат (коллофан) и минеральные формы органического вещества.
Геохимические признаки
Среди геохимических признаков наибольшее значение для фациального анализа имеют биогенные (CaCO3, SiO2, Cорг.), гидрогенные, и литогенные химические компоненты.
Биогенные компоненты. Их накопление и концентрирование контролируется процессами извлечения растворённых веществ из морской воды с переводом в твёрдую фазу и частичным растворением этих твёрдых фаз в ходе осаждения и на дне. Такой круговорот (рециклинг) установлен для многих химических компонентов и чувствителен к изменению фациальных условий осадкообразования. Наибольшие вариации характерны для CaCO3 от 0 до 99%. Содержение этого компонента в глубоководных осадках контролируется критичекой глубиной, ниже которой карбонатонакопление не происходит. Эта глубина определяется по появлению бескарбонатных пелагических осадков. В приконтинентальных областях баланс CaCO3, помимо скорости осаждения и растворения, зависит от скорости поступления терригенного материала. По содержанию и скорости накопления карбонатного вещества океанские фации делятся на две большие группы - умеренноглубоководные с участием пелагического карбонатонакопления и абиссальные, где карбонатонакопление запрещено из-за растворения карбонатов.
Концентрации аморфного кремнезёма - зависят от биопродуктивности вод и скорости растворения, а также от процессов переотложения кремнистых осадков. Зависимость от глубины не установлена. Смена пелагических поясов кремненакопления и бескремнистых пелагических глин определяется критической величиной отражающей соотношение образующегося и растворяющегося кремнезёма.
Органическое вещество. Концентрация и абсолютные массы органического вещества зависят от его первичной продукции, от процессов осаждения на дно и захоронения.
Кроме перечисленных выше важное значение для реконструкции фациальных условий имеют следующие компоненты осадков:
Гидрогенные компоненты. В эту группу попадают элементы, для которых предполагается хотябы частичная транспортировка в растворённом виде и хемогенное выпадение из растворов.
Литогенные компоненты - т.е. алюмосиликатная составляющая осадков за исключением аутигенных алюмосиликатов.
Геохимические ассоциации - группировка элементов по их родству с основными источниками осадочного материала.
Дата: 2018-09-13, просмотров: 602.