МИНОБРНАУКИ РОССИИ
федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования
«Самарский государственный технический университет»
(ФГБОУ ВО «СамГТУ»)
Кафедра «Геологии и геофизики»
Курсовая работа
по курсу: «Литология»
на тему: «Образование доломитов»
Разработал: Н.В. Архипов студент гр. III-ЗФ-28
Содержание
Введение
Образование доломитов
Модели доломитизации по М. Р. Лидеру
Эвапоритовый седиментагенез в истории земли
Словарь терминов и определений
Список используемой литературы
Введение
Доломитами называют породы, сложенные более чем наполовину одноименным минералом CaMg(CO3)2. Между ними и известняками существует целый ряд переходных разностей: доломиты известковистые и известковые и известняки доломитовые и доломитистые. Они, согласно своим структурным признакам, разделяются (так же как известняки) на две большие группы пород: яснозернистых и пелитоморфных. Внутри каждой из них наблюдается меньшее (сравнительно с известняками) разнообразие таксонов. Это преобладающие кристаллически-зернистые, редкие биоморфные (включая сюда перекристаллизованные с реликтовыми, или «теневыми» биоморфными микроструктурами) и довольно распространенные обломочные доломиты (брекчиевидные, дресвяно- и песчаниковидные разности).
Относительно трактовки их генезиса существует много не окончательно решенных проблем, начиная с двух спорных вопросов. Во-первых, почему масштабы теперешнего накопления доломитовых осадков весьма скромные, притом что в разрезах древних осадочных комплексов (в особенности палеозойского и докембрийского возрастов) доломитами представлены мощнейшие, толщи во многие десятки и сотни метров тела? И, во-вторых, почему в воде нынешних открытых морей и океанов соотношение ионов Mg2VCa2 равно 5,7, а доломитообразование на их дне не наблюдается? Нынешнее доломитообразование фиксируется только в обстановках очень сильно повышенной солености мелководных озер или лагун при аридном климате (лагуна Курунг на юге Австралии, восточная окраина озера Балхаш в Казахстане, окраины Персидского залива, эвапоритовое озеро Дип-Спринг в США и др.), да и там нередко доломитизация известкового осадка приходится на стадии раннего диагенеза.
Наиболее обстоятельные ответы на вышеупомянутые вопросы и объяснения механизмов доломитизации можно почерпнуть из книг М. Р. Лидера (1986) и А. А. Махнача (1989, 2000). Перескажем кратко их аргументацию.
доломит лидер эвапоритовый седиментагенез
Образование доломитов
Неспособность доломита к выпадению в осадок из морской воды объясняется, прежде всего, трудностями кристаллизации, т.е. кинематическим фактором построения своеобразной архитектуры кристаллической решетки этого минерала. Для возникновения его в условиях низких (околоземных) температур необходимо очень много времени. Это может быть проиллюстрировано на примере осадка озера Дип-Спринг, состоящего из мельчайших (< 1 мкм) изоморфных кристалликов седиментогенного доломита. М. Р. Лидер о них писал: «Датированием по 14C доказано, что они росли с удивительно малой скоростью -- 0,09 мкм за 1 млн лет. В большинстве иных случаев в условиях дневной поверхности кристаллы с такой малой скоростью роста были бы поглощены другими осадочными минералами и составили бы ничтожную часть накапливающегося осадка». М. Р.Лидер подчеркивал, что медлительность роста кристалла этой двойной соли обусловлена чрезвычайно правильным строением его кристаллической решетки, состоящей из последовательного многократного чередования слоев двух видов: состоящих из ионов Ca2+, СО32- и образованных ионами Mg2+, Са2+,: Ионы Ca2+ и Mg2+ имеют настолько близкие размеры и свойства (Ca = 1,08A Mg = 0,88А), что во время кристаллизации они конкурируют из-за места в решетке. При обычных поверхностных температурах, при быстром выстраивании их друг за другом по спирали возникает магнезиальный кальцит. А для стимулирования роста зерна доломита с упорядоченной группировкой ионов по типу «слой за слоем» требуются особые условия. К ним, по-видимому, относятся медленные скорости кристаллизации и разбавленные ионные растворы (см. ниже).
Попытки выделить доломит в экспериментальных условиях при температуре дневной поверхности приводят к образованию магнезиальных кальцитов, в решетке которых отсутствует упорядоченность, присущая решетке настоящего доломита. Однако в некоторых случаях при определенных условиях в ходе первичной кристаллизации или при изменении ранних арагонита и кальцита может быть получена метастабильная форма доломита. Образованные таким путем протодоломиты правильнее будет определить как метастабильные однофазовые ромбоэдрические карбонаты, по составу отклоняющиеся от доломита избытком Ca2+ в его решетке. Выпадение в осадок минералогически совершенного доломита в экспериментальных условиях обеспечивается температурой 200 °С, что не отвечает условиям зоны осадконакопления, но близко к режимам глубинного катагенеза. По-видимому, формирование доломитовых отложений обеспечивается по стадийно и несколькими природными способами. Три главнейших способа перечислим особо.
Первый способ, или так называемая эвапоритовая модель остаточного рассола», объяснен на основе наблюдений процессов доломитизации известковых грунтов обширных приливных низин, которые в зоне аридного климата окаймляют Персидский залив, а также южную и западную окраины полуострова Синайский и именуются по-арабски «себхи». Их плоские поверхности сформированы более древними морскими отложениями арагонитового и кальцитового состава. Большое развитие среди них имеют образования цианобактериальных матов. Они во время приливов и сильных штормов заливаются морской содой, остающейся после шторма в грунтовых кавернах, трещинах, норах и ямках. Здесь вода интенсивно испаряется, и по мере ее испарения она превращается в рассол, повышающий свою концентрированность. Из него вначале выносятся Ca2+ и SO42- в форме гипса либо ангидрита, которые кристаллизуются, образуя включения в коренных породах субстрата. Это массовое загипсование (ангидритизация) способствует тому, что в рассоле становятся доминирующими ноны кальция и магния. При таком условии арагонит субстрата начинает метасоматически замещаться протодоломитом. Последний перекристаллизуется затем в доломит.
Второй способ доломитонакопления реализуется тоже на границах суши с морем и на дне и берегах лагун: это так называемая модель смешения грунтовых вод с солеными. Она основана на экспериментальных данных о нелинейности кривых растворимости при смешении разнородных растворов солей. Расчеты химиков показали, что смешение пресных метеорных (фунтовых) вод с 30% морской воды вызывает недонасыщение кальцитом при постоянном росте насыщения этой смеси доломитом. Из этого следует, что при наличии 5 -- 30% морской воды в смешанном растворе, из него может выпадать в осадок доломит. Именно таким механизмом объясняют доломитизацию на участках, где пресные воды фреатической зоны встречаются с морскими грунтовыми водами; а конкретные примеры подобных этим теперешних явлений доломитизации установлены в некоторых водоносных горизонтах полуострова Флорида (США) и острова Ямайка. Исследователи отмечают, что в вышеупомянутых условиях медленно текущий процесс минералообразования приводит к кристаллизации в открытых полостях субстрата доломитовых зерен особенно правильной формы, идиоморфных и прозрачных. Возможно, что такими способами формировались многие доломитовые комплексы на регрессивных стадиях развития морских бассейнов, когда понижение уровня морских вод восполнялось притоком из континента подземных пресных вод, разгружавшихся на морском дне.
Третий способ соответствует доломитизации глубинной. Карбонат Ca-Mg может возникнуть вследствие метасоматической доломитизации известняков, залегающих на глубинах 1 -- 4 км под покровами солей и глин. В этих случаях просачивающиеся в известняки рассолы с высоким содержанием ионов Mg2+, взаимодействуя с кальцитом известняков, превращают его в доломит. Другими мощными поставщиками магния служат смектиты глинистых пачек, трансформируемые в иллит при превращениях глин в аргиллиты.
Этот способ доломитизации получил наименование «модель формационных вод» (по М.Р. Лидеру 1986), или «образования типа гравитационно-рассольного катагенеза» (по В.Н. Холодову и А.А. Махначу). Последний из упомянутых авторов описал в подробностях такие процессы на примере вторичных доломитов раннего палеозоя Белорусской антеклизы Восточно-Европейской платформы. Вторичность упомянутых доломитов доказывается картированием их границ и стадиально-микроскопическими наблюдениями. Первое возможно при наличии густой сети буровых скважин с высокими процентами извлечения керна. Тогда удается установить, что на геологическом профиле доломитовые тела имеют причудливые формы; их границы не везде согласны со стратиграфическими реперами; некоторые пласты и пачки известняков как бы втыкаются в эти границы, а сами вторичные доломитовые тела обнаруживают признаки приуроченности к зонам разрывных нарушений с повышенной трещиноватостью пород либо к сводам антиклиналей, т.е. к тектоническим структурам, которые были благоприятны для проникновения или выжимания туда магнезиальных глубинных вод.
Стадиально-микроскопические наблюдения доказывают вторичность доломитов в случае обнаружения в шлифах реликтовых («теневых») биоморфных структур: узорчатых перегородок и ажурных сеточек, оставшихся от построек прежних кораллов или включений округлых (в поперечном сечении) и прямоугольных (в продольном срезе) монокристаллов кальцита с еле заметными признаками микроструктуры члеников криноидей (морских лилий). В обоих таких случаях можно уверенно сказать о том, что изначальный осадок был кальцытовым (либо арагонитовым). Потому что кораллы никогда не имеют и не имели доломитовых скелетов, а криноидеи не селятся в водах с ненормальной соленостью. Заместившие коралловые постройки и органогенно-детритовые их шлейфы доломиты относят (по В.Г. Кузнецову) к категории образований псевдобиогенных. Отчасти это слово применимо и к доломитам с водораслево-строматолитовыми структурами. Но только отчасти, потому что у биологов есть версия о том, что наиболее древние цианобактериальные образования могли изначально продуцировать магнезиально-карбонатные корки.
Вторичную доломитизацию можно опознать петрографически и благодаря тому, что между такими монолитными доломитовыми телами и подстилающими их или примыкающими к ним по простиранию известняками имеются переходные разности. В этих разностях наложенный характер доломитизации очевиден благодаря тому, что доломит имеет большую силу кристаллизации сравнительно с кальцитом, образуя более идиоморфные кристаллы сравнительно с кальцитовыми породообразующими компонентами.
В случаях метасоматической доломитизации в шлифе на фоне микритовых или ксеноморфных агрегатов кальцита наблюдаются идиоморфные порфиробластические включения доломитовых ромбоэдров, иногда имеющих характерное строение зонарного роста кристаллов. Для легкости их распознания литологи-нефтяники применяют лабораторный «метод прокрашивания». Он сводится к тому, что на поверхность шлифа без покровного стеклышка наносится капля HCl в смеси с красителем (рубино-красным ализарином либо обычными чернилами) и через 1 -- 1,5 мин снимается промокательной бумагой. За это время кислота успевает протравить и прокрасить кальцит, но не успевает вступить в должную реакцию с доломитом. Доломит остается бесцветным. Так можно довольно точно установить процент вторичной доломитизации, что имеет немалое практическое значение. Оно связано с тем, что ионный радиус Mg2+ меньше, чем у Ca2+. А потому объем вещества при доломитизации уменьшается, что способствует генерации вторичных пор, трещинок, микрокаверн, а это, в свою очередь, повышает проницаемость породы для углеводородных флюидов, т.е. улучшает породные коллекторские свойства. Считается, что стопроцентная доломитизация известняка повышает его пористость на 12 %. Однако снизить эту пористость могут кристаллы вторичного гипса или ангидрита, в некоторых случаях ставшие побочными продуктами процесса доломитизации.
Вот почему ответ на вопрос о том, первичен ли изученный доломит или он вторичен, имеет не просто общетеоретическое, но важное практическое значение. В том случае, если в смешанной породе (доломитовом или доломитистом известняке) нашли признаки более поздней, чем у кальцита, генерации доломитовых кристаллов, мы имеем право назвать такую породу «известняк доломитизированпый», подчеркнув тем самым генетическую сущность процесса. Но так можно называть породу только после завершения микроскопического ее исследования.
Наряду с широко распространенной постседиментационной доломитизацией в природе известны процессы раздоломичивапия. Они свойственны стадии гипергенеза -- обстановкам, когда доломиты промываются сульфатсодержащими поверхностными водами. В этих случаях в стенках обрывов породы приобретают своеобразную мучнистость на выветрелых поверхностях пластовых изломов. Там образуется порошкообразный агрегат MgSO4. Он обусловливает слабую связанность доломитовых ромбоэдрических кристалликов. В отдельных случаях формируются целые прослои вторичной рыхлой «доломитовой муки» -- сыпучего желтовато-белого агрегата мельчайших корродированных доломитовых кристалликов.