По петрографическому составу

К глинистым породам относятся супесь, суглинок и глина. Суглинки и супеси служат как бы переходными породами к алевритам и пескам. У супесей глинистых частиц содержится от 3 до 10 %, у суглинка – от 10 до 30 %.

К глинистым породам относятся илы, имеющие глинистый гранулометрический состав, но обладающие большой пористостью и влажностью, сильно сжимаемы. Ил представляет собой начальную стадию формирования глины из осадка.

Глины – породы, у которых содержание глинистых частиц превышает 30 %. В сухом состоянии являются или землистыми, рыхлыми, легко растирающимися в порошок, или плотными крепкими агрегатами с землистым или раковистым изломом, имеющими микропористую текстуру. Окраска глин зависит от состава глинистых минералов, входящих в породу, а также от примесей. Каолинитовые глины или каолины имеют белый или светло- серый цвет, и жирны на ощупь, монтмориллонитовые глины - светло-серый цвет с желтоватым или зеленоватым оттенком, окраска гидрослюдистых глин меняется от белой до зеленой, иногда пестрая.

1. Проблема доломита, модели доломитизации.

Доломитизация, процесс обогащения доломитом известкового ила (осадка) или известковой породы за счёт замещения части СаСО3 на MgCO3. Различают 2 типа: Доломитизация диагенетическая, происходящая в иле в процессе его превращения в осадочную породу, и эпигенетическая, происходящая в уже отвердевшей известковой породе. Эпигенетическая доломитизация вызывается действием подземных вод, обогащённых магнием, при прохождении их через толщи доломитов, ультраосновных изверженных пород и т.п. Полное замещение кальцита доломитом при этих вторичных изменениях известняка происходит редко. Обычно образуются доломитизированные известняки.

Проблема доломита заключается в том что он не образуются в настоящее время на поверхности Земли.

1. Осадочная дифференциация: основные разновидности, связь с типами литогенеза.

При разрушении материнских пород, а также при последующем переносе и отложении осадочного материала происходит его разделение (дифференциация) по размеру частиц, плотности и химическим свойствам. В результате этого в бассейнах конечного стока отлагается не пестрая смесь всевозможных компонентов, а происходит их раздельное накопление, что обусловливает формирование осадков определенного состава.

Л.В. Пустовалов различает два типа осадочной дифференциации: механическую и химическую, которые протекают одновременно, взаимно перекрывая друг друга.

Механическая дифференциация проявляется в сортировке обломочных частиц в зависимости от их размера, формы и плотности, обусловленной уменьшением энергии потоков, переносящих обломочный материал. Крупные и более тяжелые обломки отлагаются вблизи места их образования, а мелкие и более легкие уносятся значительно дальше. Поэтому горные области окаймляются полосой грубообломочных осадков, которые по мере удаления последовательно сменяются песчаными и глинистыми отложениями. Дальность переноса зависит также в определенной степени и от формы обломочных частиц: сферические частицы оседают первыми, а пластинчатые чешуи уносятся дальше. Примером могут служить пластинки слюды, намного «обгоняющие» зерна других минералов.

Химическая дифференциация вещества заключается в последовательном осаждении соединений из водных растворов соответственно их растворчмости. Вещества, характеризующиеся плохой растворимостью, - окислы алюминия, железа, кремния и марганца – выпадают в осадок вблизи места разрушения материнских пород при незначительном изменении физико-химических условий среды на континентах либо в прибрежной части морей. Лучше растворимы карбонаты; они могут перемещаться в виде ионных растворов на значительные расстояния. Наиболее легко растворимые соединения – соли переносятся далеко от места разрушения материнских пород и осаждаются в конечных водоемах.

Все это приводит к тому, что в природе локально существуют определенные типы осадочных пород – карбонатные, кремнистые, фосфатные, железистые, галоидные и др.

Осадочный материал, поступающий в зону осадкообразования из различных источников сноса, смешивается. В результате одновременного осаждения обломочного, хемогенного и биогенного вещества образуются породы смешанного состава (гибридные).

1. Железистые породы: состав, основные петротипы, происхождение (источники,
   перенос, условия осаждения минералов железа).

Минеральный состав. Железистые породы – больше 10% железа: 1) оксиды – гематит, магнетит.2) гидроксиды – лимонит, гетит. Пирит(сульфиды), сидерит(карбонаты). шамозит – водный слоевой силикат железа и аллюминия. Примеси – глинистые минералы, кальцит, слюды.

Главнейшие ГП. 1)железистые кварциты (джеспелиты)- докембрийские метаморфизованные породы. Пласты, линзы мощность формации до 800 м. При содержании в железистых кварцитах железа от 25% - железные руды. На всех платформах. Подавляющее запасы железа. Генезис: -первично-осадочные морские с источником железа континетальным + вулканогенный в начальную геосинклинальную стадию. 2) Бурые железняки примесь глинистых минералов, оксидов марганца + фосфор, хром, титан, вольфрам, оолиты, бобовины. Континентальные (озера, болота) морские условия. Источник железа - континентальные 3) Сидериты – ценостное, но редкое железорудные сырье + гидроксиды железа – продукты окисления сидерита + обугленные растительные остатки + песчаный и глинистый материал. Пласты небольшой мощности линзы. Конкреции. Образуются на стадии диагенеза в щелочной восстановительной обстановке. 4)Шамозиты + знасительная примесь глинистого материала. Оолиты, пизолиты, иногда цемент в терригенных породах. Хемогенный генезис в прибрежно – морских и континентальных условиях в восстановительной обстановке. Характерны для мезозоя и палеогена. Пласты мощностью в несколько метров. Эволюция железистых пород во времени: железистые кварциты – оксидные породы и сидериты – гидроксидные и шамозитовые. Классификация: 1) по минеральному составу – оксидные, карбонатные, силикатные, сульфидные. 2)по структуре – пелитоморфные, зернистые. Механизм образования. Классифицируются на – хемогенные, биогенные, механические. Хемогенные – химическое выветривание силикатных или железо марганцевых пород, хим осаждение, метосамотоз(катагенез). Биогенное – бактериальное осаждение железистых соединений. Железо переносится в виде Fe(HCO3)2 затем окисляется до Fe⁺³(OH) с выпадением в осадок. Обычно это бывает при разгрузке подземных вод в озера или из болот в реки.

Формы переноса железа: ионная, тонкая механическая взвесь, коллоидная. Причины отложения - электрохимические барьеры, возникающие в прибрежной зоне озер и морей под воздействием электролитов, коагулирующих коллоиды механических соединений, переводя их в осадок + геохимический барьер и прежде всего кислородный потенциал и pHсреды осадконакопления.

1. Структуры осадочных пород (классификация, основные типы).

осадочной г.п. – это особенность ее строения, определяемое формой и размерами составных частей, а также размером, количеством и степенью сохранности органических остатков.

Структуры обломочных г.п. классифицируется по размерности: 1) грубообломочные (псефитовая) 2) среднеобломочная (псаммитовая, песчаная) 3) мелкообломочная (алевритовая) 4) тонкообломочная (пелитовая)

Для хемогенных пород единой классификации не существует, удобной является классификация по размерам и форме. Типичной является: крупно-, средне-, микрозернистая (по размеру). Волокнистая, оолитовая, сферолитовая (по форме)

Для биогенных пород структуры определяются количеством и степенью сохранности органического материала. Выделяют следующие структуры: 1)биоморфная – порода сложена органогенными обламками хорошей сохранности в количестве 20-30% 2) детритовая – порода полностью состоит из обломков скелетов, размером более 0,1 мм 3) биогенно - шламовая – порода полностью состоит из раздробленных облом, размером менее 0,1 мм.

Для глинистых г.п. основными структурами является: 1) пелитовая (размер частиц менее 0,1мм) 2) алевропелитовая – когда глинистая порода содержит от 5 до 30% алевритовой примеси. 3) псаммопелитовая – когда глинистая порода содержит от 5 до 10% песчаной примеси.

1. Псефиты: состав, строение, генетические типы, геология псефитов.

размер обломков более 2 мм в поперечнике; Рыхлые псефиты, состоящие из окатанных обломков, называются валунами, галькой и гравием. А породы, состоящие из неокатанных рыхлых обломков - глыбами, щебнем и дресвой.

Окатанные псефиты, скрепленные цементом, называются конгломератами (валунными, галечными или гравийными), а неокатанные псефиты, скрепленные цементом - брекчиями (глыбовыми, щебнистыми или дресвяными). По происхождению брекчии бывают: осадочные, характеризующиеся обычно однородным цементом; оползневые - обломки разной величины имеют однородный состав с цементом; тектонические - цемент неоднороден и очень плотен.

1. Глобальный профиль субаэрального выветривания (основные факторы и типы
   профилей выветривания в разных типах литогенеза).

Основные процессы: физическое выветривание, которое делится на температурное и механическое выветривание; химическое и биологическое выветривание.

Физическое выветривание. Главным фактором является колебания температуры: суточные, сезонные и погодные. В следствие анизотропии кристаллов коэффициенты их линейного расширения при нагревании различаются по разным направлениям, что даже при небольшом количестве повторений в твёрдом теле порождает микротрещины, которые со временем только расширяются. Монолитная порода становится рыхлой и превращается в каменистый развал до алевритовой размерности. Ещё более интенсивно этот деградационный процесс идёт в тёплых зонах Земли, когда к нему подключается химическое выветривание. В полярных и пустынных зонах формируется физический элювий, представленный каменистыми развалами. Коренная порода в обломках остаётся химически свежей, т.е. седиментологически незрелой, что проявляется в несортированности, неслоистости, неокатанности материала.

Механическое выветривание связано с воздействием внешних сил: действием замерзающей воды, ростом кристаллов солей, расклинивающем действием корней растений, действием роющих организмов.

Химическое выветривание развивается только в гумидных областях. Два важных фактора: вода + тепло создают мощные латеритные коры выветривания 4-х зонного строения:

IV Аллитная зона

III Каолинитовая зона

II Гидрослюдистая зона

I Обломочная зона

Материнская порода

В умеренном гумидном климате вследствие недостатка тепла выветривание останавливается на каолинитовой зоне. Аллитная зона не образуется.

Процессы химического выветривания:

1) растворение (NaCl)

2) гидратация CaSO₄ + 2H₂O = CaSO₄ х 2H₂O

3) гидролиз K[AlSi₃O₈] → Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀] → Al(OH)₃

ортоклаз каолинит гиббсит

4) окисление FeS₂ + O₂ → Fe₂O₃ + H₂O

5) выщелачивание

6) восстановление

7) синтез новых минералов

8) карбонатизация

9) метасоматоз

Основное содержание химического выветривания – преобразование силикатов, протекающее обычно полистадийно.

Биологическое выветривание часто рассматривается как механическое: перемешивание почвы дождевыми червями, действие роющих животных и др., но в некоторых случаях, например, при выделении органических кислот, образующихся при гниении органических остатков, воздействие схоже с химическим выветриванием.

В целом субаэральное выветривание поставляет в пути миграции основную массу обломочных компонентов, коллоидных и ионных р-ров, из которых образуются будущие породы. Остающаяся на месте меньшая по объёму часть продуктов выветривания не является осадками – это элювий.

1. Граувакки: внешний облик, состав, происхождение, проблема матрикса.

— плотная темноцветнаягорная порода, образовавшаяся в результате разрушения изверженных, осадочных и метаморфических горных пород. Сложена мелкими зёрнами (обломками) горных пород различного происхождения со значительным количеством цементирующего глинистого материала. Цвет от тёмно-серого, чёрного до тёмно-зелёного (за счёт хлорита в цементе). Обломочные зёрна в граувакке угловаты или слабо окатаны, плохо сортированы. В геосинклинальных областях образуют мощные толщи, возникающие в периоды быстрого накопления продуктов разрушения внутренних поднятий.

Граувакки имеют обычно сложный минеральный состав, содержат угловатые и полуокруглые зерна кварца, плагиоклаза и пород, погруженные в мелкозернистый матрикс. Состав матрикса определяется с трудом под микроскопом. Обычно он представлен смесью алевритовых и более мелких зерен кварца, полевого шпата, иллита, монтмориллонита, хлорита и смешанослойных глинистых минералов. В матриксе часто присутствуют эпидот, пирит и карбонаты.

Полевошпатовые и лититовые граувакки обычно являются отложениями морских бассейнов — хотя не обязательно глубоководных. Многие лититовые граувакки богаты вулканогенными обломками и, по-видимому, отлагались в желобах около активных вулканических островных дуг, размещенных вблизи границ плит. Граувакки третичной группы Уайтемата в Новой Зеландии имеют такой генезис и содержат много андезитовых и базальтовых обломков. В целом граувакки, содержащие обломки пород, дают гораздо больше сведений о природе источника, чем полевошпатовые граувакки.
Граувакки обычно характерны для нижних частей повторяющихся пластов с градационной слоистостью, залегающих в мощных толщах геосинклинального типа. Плохая сортировка песков в этих пластах отражает в какой-то мере массовое осаждение из быстро текущих турбидитных потоков. Однако низкая степень сортировки может еще более подчеркиваться неоднородной постседиментационной перекристаллизацией.

1. Вулканокластиты: классификация, состав, строение.

Эффузивно-осадочные вулканокластиты – лавокластиты и гиалокластиты – наиболее характерные генетические типы геосинклинальных и океанических вулканических и вулканогенно-осадочных формаций и свидетельствуют о подводных (реже о подводных) условиях вулканизма и накопления.

Лавокластиты -эффузивноосадочные накопления, возникшие в результате синхронной излиянию механической фрагментации периферии лавовых потоков или экструзивных куполов, отчленения от них преимущественно грубых фрагментов, смешения с окружающими осадками и последующей экзогенной цементации».

Лавокластиты обрамляют лавовые потоки, особенно базальтовые подводные в виде широких, в сотни метров, подковообразных шлейфов и, кроме того, подстилают и покрывают их. Их мощность 0,5-3,0м, заполнитель – глинистый, известковый, песчаный, гиалокластитовый, вероятно, и кремневый. Почти всегда это – псефиты, классифицируемые по размеру обломков на грубо- (от2-3до 1 м), крупно-(1-0,5м), средне-(0,5-0,25м) и мелкоглыбовые(0,25-0,1м) ищебенково-брекчиевые(0,1-0,01м). Чаще всего они сложены обломками0,8-0,2м. Диагностическими признаками лавокластитов являются: 1) моновулканитовость; 2) свидетельства первичной пластичности (пластичное округление углов, сферичность сегментов лавовых подушек или шаров, изгибы и др.) и горячего состояния (обжиг вмещающего осадка, аргиллизация глин и т.д.); 3) конформность части обломков; 4) неполная разъединенность некоторых фрагментов лав, исключающая заметный перенос; 5) невыветрелость, отсутствие сортировки и слоистости, как и механического окатывания; 6) парагенез с лавами и гиалокластитами, обычно того же состава, а также отмеченные выше грубообломочность и экзогенный заполнитель. Помимо гранулометрической классификации лавокластиты разделяют по типу вулканитов на базальтовые, андезитовые, дацитовые и риолитовые, а также по составу экзогенного заполнителя.

Гиалокластиты - результат своеобразной формы излияния лавы – пульверизации через трещины застывших корок (пульверизационные гиалокластиты) или при десквамации шаров вследствие термического шока от соприкосновения лавы с морской водой или льдом (десквамационные гиалокластиты). Таким образом, гиалокластиты биили тригенетичны: они и туфовые –подводно-эксплозивные– и эффузивные – пульверизационные и десквамационные. Гранулометрически они представляют собой пески или дресвяники без сортировки, моновулканитового, точнее моновитрокластового, состава, неслоистые или с неясной слоистостью, без заметных признаков транспортировки, обычно темные, чаще всего палагонитизированные и глинизированные – превращенные в смектиты и хлориты. Стекло – сидеромелановое, прозрачное в шлифе, быстро гидратирующееся и превращающееся с поверхности или нацело в желтый аморфный вторичный продукт - палагонит, который в свою очередь также довольно легко замещается образующимися в нем чешуйками смектитов или хлоритов, а также цеолитами. При полной глинизации гиалокластиты узнаются по реликтовой, "теневой" шариковой или черепковой форме гиалокластитов. Классифицируются по размеру обломков, составу (базальтовые, очень редко андезитовые) и степени измененности. Помимо глинистых минералов часто по гиалокластам развиваются цеолиты, вплоть до образования гиалокластитовых цеолититов, с толщиной слоев от дециметров до первых десятков метров.

Вулканические туфы – горные породы, образовавшиеся путем гидрохимической цементации и уплотнения рыхлого вулканического материала независимо от крупности обломков и фациальных условий накопления. В отличие отнормально-осадочныхпород для туфов характерно:

1.Присутствие в обломках неустойчивых при выветривании минералов – основного плагиоклаза, пироксена, оливина, базальтической роговой обманки.

2.Присутствие в виде обломков вулканического стекла или его продуктов разложения.

3.Присутствие большого количества обломков эффузивных пород

4.Полная несортированность обломочного материала и резко угловатая форма обломков. Отсутствие слоистости или грубая слоистость. Беспорядочное расположение обломков, не имеющих изометричную форму. Удлиненные обломки располагаются часто перпендикулярно к наслоению.

Классифицируются туфы по структуре, составу и степени изменения. Размерность пирокластического материала колеблется в очень широких пределах, что дает возможность выделять грубообломочные, псефитовые, псаммитовые и алевритовые туфы. Эти разновидности туфов образуются на различном удалении от вулканического аппарата и частично характеризуют тип извержения. Так, например, агломератовые туфы образуются при извержении гавайского типа вулканов, лапиллиевые – стромболианского, мелколапиллиевые – плинианского, а алевритовые и пелитовые туфы образуются при всех типах извержений. Туфовые отложения с различными размерами обломков являются продуктами эоловой дифференциации материала. Мощность туфовых отложений и размер обломков уменьшаются в направлении ветра.

Грубообломочные туфы характеризуются отсутствием сортировки материала и могут обладать плохо выраженной слоистостью, являющейся следствием изменения силы вулканических взрывов. Обломочный материал не имеет следов транспортировки и представлен фигурными, угловатыми обломками, бомбами типа "хлебной корки" и обломками шлаков.

Псефитовые туфы также состоят из обломков пород (литокластов), но наиболее мелкие частицы представлены витрокластами и кристаллокластами. Форма обломков изометричная, угловатая.

Пепловые туфы более разнообразны по агрегатному строению обломков. Среди них выделяютсявитро-,кристалло-,и литокласические разности. Чрезвычайно распространены смешанные, состоящие из примерно равного количества обломков разного агрегатного строения (кристалловитрокластические, литокристаллокластические

идр.).

Витрокластические туфы состоят из осколков и обрывков вулканического стекла. Форма обломков очень остроугольная с вогнутыми сторонами. Даже в палеотипных туфах, где вулканическое стекло полностью разложено, витрокластическая структура улавливается по таким очертаниям обломков. Такая своеобразная форма обломков получается потому, что газы разрывают обычно сильно пузыристую стекловатую корку. Выгнутые стенки пузырьков быликогда-тостенками пузырьков. Витрокластические туфы состоят обычно из обломков алевритовой или пелитовой размерности и имеют риолитовый состав.

Кристаллокластические туфы состоят из обломков фенокристаллов. Форма таких обломков тоже остроугольная. Нередко в породе можно встретить целые хорошо образованные кристаллы. По петрографическому составу эти туфы обычно андезитовые. Измененные ("древние", или палеотипные) кристаллокластические туфы труднее всего отличить от полимиктовых нормально обломочных пород. Неустойчивые при выветривании минералы уже не сохраняются, по мере того как туф становится палеотипным.

Литокластические туфы состоят из обломков эффузивных пород. В наиболее крупных обломках могут находиться порфировые вкрапленники. Форма обломков угловатая, но обычно очень разнообразная в зависимости от свойств эффузивной породы в момент раздробления. Размер обломков чаще псаммитовый, а состав базальтовый.

Ксенотуфы представляют собой пирокластические породы, содержащие кроме ювенильного до 50 % акцессорного и ксеногенного материала. Чуждый и резургентный материал является обломками прошлых извержений данного вулкана, частицы пород фундамента (изверженных, осадочных и метаморфических) и глубинных ксенолитов (кимберлитов, эклогитов, перидотитов). Неювенильный материал окислен, с характернойкрасновато-буройокраской, различной степени изменения, оплавлены, часто изотропитизирован. Способы литификации ксенотуфов уплотнение, гидрохимические реакции и спекание. Обычно ксенотуфы слагают основание вулканов, располагаясь вблизи центров извержения. Они образуются при извержениях катмайского и плинианского типов извержения.

Смешанные породы

Занимают промежуточное положение между нормально-осадочнымии пирокластическими породами.

Туффиты (ортотуффиты) представляют собой породы, состоящие из вулканокластического ювенильного материала испытавшего некоторый перенос и перемывание водой. При переносе пирокластический материал(90-50%) перемешивается снормально-обломочным(10-50%). В отличие от туфов туффиты имеют следующие характерные особенности:

1) В них значительно лучше проявляется слоистость и сортированность обломочного материала.

2)Обломки пирокластического материала могут быть окатаны.

3)Присутствие нормально-обломочногоматериала (кварца, полевых шпатов и слюды), в том числе хемогенного материала и органических остатков.

Перемешивание терригенного и пирокластического материала в любых пропорциях происходит постоянно в дельтах рек, прибрежно-морскихусловиях, озерах, в отложениях грязевых потоков, ледниковых иводно-ледниковыхотложениях. Как показывают наблюдения вулканологов пепел курильских вулканов разносится на расстояния500-700км, оседает и смешивается с донными океаническими осадками.

Подводные вулканы при извержении взмучивают донные осадки, которые смешиваются со свежей пирокластикой. Наряду с терригенным материалом в туффитах отмечается хемогенный осадочный материал. Биогенная примесь обычно представлена растительным детритом, опаловыми скелетами диатомовых водорослей, радиолярий, кремниевых губок.

Цементация туффитов также, как в туфах осуществляется уплотнением и гидрохимическим разложением обломочного материала, а также за счет терригенного, хемогенного и биогенного материала. Обычно туффиты представлены только среднезернистыми и тонкозернистыми породами. Они могут постепенно переходить внормально-обломочныепороды (полимиктовые песчаники и алевролиты).

Туфогенные породы содержат ювенильного вулканокластического материала менее 50 %, что вносит трудности в отличительную диагностику этих пород отнормально-обломочных.

1. Составные части осадочных пород.

Осадочные породы по составу слагающих их компонентов резко отличаются от магматических и метаморфических пород своей общей неоднородностью, т.к. они чаще всего формируются из разнообразных источников вещества. Всё на Земле участвует в образовании осадочных пород, даже космические компоненты, а в последнее время к природным добавляются и искусственные, техногенные. Всё разнообразие генетических составных частей можно разделить на 9 групп или типов:

А. Природные или естественные

I. Внеземные, космические

1.Космогенные <<1%

II.Земные, или теллурические

II a.Эндогенные

2.Вулканические, или вулканогенные 2-3%

II б. Экзогенные

3. Реликтовые: а) терригенные, б) эдафогенные –15-17%.

4. Новообразованные гипергенные: -60%

а) терригенные

б) гальмиролитические

5. Биогенные: а) терригенные, б) мариногенные-10-15%

6. Седиментогенные химические – 6-7%

7. Диагенетические –1-2%

8. Ката- и метагенетические (эпигенетические) <1%

Б. Искусственные или техногенные

9.Технические <<1%

Все генетические типы компонентов могут быть объединены по отношению к месту седиментации на две группы:

-аллохтонные или аллотигенные (типы 1,2, большая часть типов 3 и 4, часть5 и 9), т.е. привнесённые со стороны, как бы чужеродные для места накопления.

-автохтонные или аутигенные (3б, 4б, 6, 7, 8, отчасти 4а, 5а), возникающие на месте в осадке или в породе на разных стадиях образования, изменения или разрушения осадочных пород.

Космические, или космогенные, компоненты <<1%

1) черные, блестящие, магнитные, диаметром < 0.2мм, состоящие из самородного железа или сплава с магнетитовой оболочкой и,

2) бурые, более крупные (в среднем 0.5мм.), с менее гладкой, исчерченной поверхностью, часто со сферолитоподобной структурой, состоящими из бронзита, анортита или оливина, т.е. имеющие в своём составе силикаты.

Крупные метеориты (с диаметром >1км – астероиды, меньше – метеориты) – металлические или силикатные – составляют небольшую часть космического материала.

Вулканогенные, или вулканические, компоненты.

Вулканические компоненты – уже заметная часть осадочных пород (2-3%), причём они не остаются на уровне компонентов, а поднимаются выше по лестнице организации вещества и образуют самостоятельные горные породы – туфы, химические руды Fe, Mn, кремни, серу и т.д. – их пачки и даже формации, обычно смешанные а именно вулканогенно-осадочные (например, лавово-туфовые).

Вулканические компоненты представлены всеми тремя агрегатными состояниями вещества: твёрдыми, жидкими, газовыми.

Они не обязательно связаны с вулканами, к ним относятся и те, которые выходят на поверхность Земли с горячими источниками, не имеющие прямой или косвенной связи с вулканами, а также грязевулканические туфы нефтяных областей.

Твёрдые компоненты – вулканокласты по генезису делятся на:

1) пирокласты –обломки ювенильные или резургентные (образованные при взрыве вулканической постройки или его фундамента), и те и другие возникают при эксплозивной, т.е. взрывной деятельности вулкана, лава которого богата газами;

2) лавокласты- обломки потоков лав, возникающие при их движении по поверхности Земли, они захороняются в осадочном материале;

3) гиалокластиты, возникающие как и лавокласты, при эффузивной деятельности вулканов, но обязательно подводной или подлёдной, в результате десквамации (шелушения) лавовых шаров при термическом шоке (закалке) от соприкосновения горячей лавы с холодной водой или льдом, а также при пульверизации лавы (шариковые или глобулярные гиалокластиты) через трещины застывшей корки, реже при эксплозиях на дне неглубокого водоёма (подводно-туфовые гиалокластиты).

По структурно – петрографическому характеру твёрдые вулканокласты делятся на:

1) литокласты – обломки вулканических пород, не распавшиеся при дроблении на вкрапленники и стекло;

2) кристаллокласты – отдельные зёрна или скопления отддифференцированных вкрапленников в лаве – КПШ, Pl, Prx, Amf, Bt, Mgt, Q.

3) Витрокласты – обломки стекла, не успевшего раскристаллизоваться при распылении жидкой лавы в воздухе.

Наиболее мощны и разнообразны по составу и генезису туфовые породы, мощность которых достигает 10-ков метров для одноактных вулканических извержений. Толща туфов достигает многих 10-ков метров.

Жидкие вулканические компоненты.

Привносятся гидротермами и представляют собой истинные и коллоидные растворы кремнезёма, окислов железа, марганца, Al, фосфорных и других соединений, переносимых в виде хлоридов, бромидов, карбонатов и других форм, т.е. преимущественно в виде кислых растворов. Щелочные гидротермы редки.

В настоящее время установлено, что и вода и растворённые в ней анионы и катионы в основном не ювенильны, а ремобилизованы из осадочной оболочки Земли при её прогревании поднимающимся магматическим диапиром.

При охлаждении и дегазации у поверхности Земли гидротермальные растворы разгружаются и дают соответствующие осадки, в том числе руды Fe, Mn, как на суше, так и в водоёмах и на морском дне и пополняют солевой состав Мирового океана, где эти вулканические компоненты обезличиваются.

Газовые компоненты поставляются фумаролами и др. эксгаляциями. Они связаны динамическим равновесием с гидротермами и имеют ряд общих компонентов: пары воды, CO₂, CO, H₂, N₂, H₂S, NH₃, CH₄, As, Cl и др. Многие из них также мобилизованы в стратисфере. Большая часть их была растворена под большим давлением в недрах, а в газовую фазу выделилась у поверхности.

Прослои туфов формируются практически мгновенно, поэтому они идеальные стратиграфические реперы. В последнее десятилетие развилось даже самостоятельное направление – туфовая или тефровая, стратиграфия.

По туфам развиваются ценные полезные ископаемые - каолины (в кислых условиях торфяных болот), монтмориллонитовые отбеливающие глины (на дне моря и в других щелочных условиях), цеолиты. Химические гидротермные осадки – ценные руды Fe, Mn, S, As, Sb, Cu, Pb, Zn и др., а также многие яшмы, возможно, некоторые фосфориты и бокситы.

Реликтовые обломочные компоненты (15-17%). - еще более важные геологические составные части осадочных пород, которые традиционно считаются наиболее типичными осадочными и поэтому изучены наилучшим образом. Реликтовые обломочные компоненты генетически подразделяются на терригенные, образующиеся на суше и сносимые с неё, и эдафогенные, т.е. рождённые на дне моря, ближе к месту захоронения. И те и другие петрографически представляются лито-, кристалло-, витро- и биокластами, а по относительному содержанию в осадках и породах – породообразующими (главными и второстепенными) и акцессорными, т.е. редкими компонентами.

Реликтовые терригенные обломочные компоненты.

Они образуются при экзогенных процессах механического и отчасти химического (подзолистые кварцевые пески и др.) выветривания всех г.п., а также при тектонических дислокациях и в результате деятельности человека. Теоретически они могут быть любого земного состава, однако при транспортировке и ещё раньше при выветривании – происходит их важный естественный отбор, в котором содержание химически или механически нестойких компонентов уменьшается, а многие из них в конце концов даже исчезают, оставшиеся же высокозрелые представлены практически лишь кварцем и кварцитами.

Породообразующие реликтовые терригенно-обломочные компоненты – обломки осадочных, магматических и метаморфических пород – литокласты, кристаллокласты и витрокласты.

Литокласты невозможно перечислить, но главнейшие из них: обломки глинистых, карбонатных, песчаных и туфовых пород; базальтов и др. эффузивных пород, гранитов и др. интрузивных пород; кварцитов, сланцев, гнейсов и др. метаморфических пород. Это главнейшие, но встречаются и другие: обломки углей, фосфоритов, руд, солей и т.д.

Кристаллокласты как породообразующие немногочисленны. Из них резко выделяется самый стойкий в экзосфере – кварц, практически во всех экзогенных процессах накапливающийся в осадках. В настоящее время тонкий анализ кварцев позволил выделить свыше 10-ти его разновидностей, по которым восстанавливаются источники сноса и питающие провинции.

На втором месте полевые шпаты ( Pl u КПШ): КПШ происходят главным образом из гранитов, а плагиоклаз из эффузивов и тоже гранитоидов.

На третьем месте – слюды: мусковит и биотит.

Из остальных минералов породообразующими бывают: Prx, Amf, Mgt, Il, гранат. Мощность их пластов редко превышает 1м.

Акцессорные реликтовые терригенно-обломочные компоненты – многочисленны.

Теоретически все минералы и литокласты Земли встречаются в качестве акцессорных, однако наиболее распространены около 50-60 видов, если считать и самородную платину, золото, серебро. Обычно они содержатся в породах в количестве не больше 1-2% и выделяются для изучения тяжёлыми жидкостями как тяжёлые фракции, а также магнитной и электромагнитной сепарацией. В полевых условиях промывкой в лотках их выделяют как шлихи. Для изучения их делят на прозрачные и непрозрачные или рудные. Первые подразделяются на бесцветные и окрашенные, вторые по цвету в отражённом свете и блеску.

Важным для генетических выводов является подразделение тяжёлых минералов по первичному источнику.

Из магматических пород происходят: Prx, Ol, Amf, Mgt и др. (их много).

Из метаморфических пород поступают: Amf, Mgt, Chl, Ep, гранат, корунд, топаз и др. Для тех и других характерно преобладание нестойких минералов: Ol, Sl, Prx, Amf, Chl, Mgt. Значительно содержание и полустойких минералов: эпидот, цоизит, ставролит, дистен, гранат, апатит, барит.

Какие же акцессорные минералы происходят из осадочных пород? Если тяжёлая фракция состоит из циркона, рутила, шпинели, анатаза, брукита, сфена, ильменита, лейкоксена и др., то материал, её содержащий, образовался за счёт размыва не магматических или метаморфических пород, из которых первично произошли эти минералы, а за счёт осадочных пород, куда они также попали не сразу из первичных материнских пород, а испытали не один цикл вызревания – выветривания и переотложения, при которых в ходе естественного отбора минералов исчезли нестойкие. Поэтому важными становятся ряды по коэффициентам зрелости, мономинеральности (для лёгкой фракции, стремящейся в своём развитии – вызревании - к мономинеральному кварцевому составу, устойчивости).

Коэффициент зрелости – отношение суммы содержания устойчивых и неустойчивых минералов. У мономинерального кварцевого песка он близок к 100%.
å_{уст. мин}
К = --------- х 100%
å_мин
По комплексам терригенных минералов восстанавливают питающие провинции, коррелируют стратиграфические разрезы и решают палеогеографические задачи.

Питающая провинция (Пустовалов, 1940) - пространственно ограниченный комплекс пород (изверженных, метаморфических, осадочных или тех и других вместе), развитых в данной области разрушения и служащих источником обломочных минералов для образования синхронных с ним осадков.

Каждая питающая провинция ограничена водоразделами у Волги питающая провинция – почти вся Русская (или Восточно-Европейская) равнина и западный склон Урала. У притоков рек питающие провинции меньше, их можно рассматривать как подпровинции главной провинции. Если иметь в виду притоки притоков, то устанавливается многоступенчатая (многоуровенная) система (иерархия) питающих провинций.

У каждой питающей провинции неповторимо соотношение пород, поэтому они поставляют в осадки также индивидуальные комплексы минералов, отличающиеся от смежных одновозрастных, если не качественно (присутствием или отсутствием тех или иных минералов), то количественно. Этот комплекс терригенных минералов в осадках позволяет выделить в отложениях терригенно-минералогические провинции, по которым можно составить представление о питающих провинциях. Понятие о терригенно-минералогических провинциях введено в науку В.П.Батуриным (1931), который понимает под ними: «современные и древние области осадконакопления, характеризующиеся присутствием в отложениях одного и того же комплекса реликтовых минералов».

Эдафогенные реликтовые обломочные компоненты

Они рождены на дне моря и стали выделяться сравнительно недавно, изучены недостаточно, что связано с трудностями их наблюдения. Хотя на дне морей в основном идет седиментация, но все больше наблюдаются и процессы разрушения и переотложения. Классификация эдафогенных компонентов аналогична терригенным: из литокластов наиболее распространены базальтовые обломки, встречены и серпентинитовые обломочные породы. Обычны глауконитовые пески, фосфориты. Часто переотложение осуществляется на месте: образуется механический элювий – перлювий.

Сингенетические известняковые, глинистые, кремневые и песчаниковые брекчии слагаются эдафогенными компонетами.

Продукты волноприбойного разрушения рифовых массивов следует классифицировать также как эдафогенные, а не терригенные, хотя граница здесь между ними весьма условна.

1. Эвапориты: состав, основные петротипы, последовательность осаждения
   эвапоритовых минералов, модели эвапоритообразования.

Основные типы пород: 1)галит, сильвин(калиевая соль), ангидрит, гипс, полигалит; 2)большинство пород сложено идиоморфно - зернистыми крупнокристаллическими агрегатами, с гранобластовыми структурами; текстуры в основном горизонтальнослоистые; 3)по происхождению типично хемогенные образования.

Условия образования:1)испарение морской воды в полностью или отшнурованном бассейне, Каспийское море, Средиземное море (барьер, уменьшение объема испарителя); 2) в замкнутых или частично замкнутых озерах с высокой скоростью испарения.; 3)посредством испарения сезонных осадков, накапливающихся в замкнутых депрессиях (озера между дюнами); 4) в почвах или песчаных осадках посредством испарения почвенной воды; 5)в арктических регионах замерзание воды и сублимация (возгонка) льда увеличивает концентрацию соли в морской воде, что приводит к выпадению эвапоритовых минералов (гипс); 6)посредством развития и отложения солей из более древних эвапоритов.

Модель эвапоритообразования. *Нормальная стратиграфическая колонка соляных отложений

зоны: гипс-ангидритовая (объем воды уменьшается до 1/3-1/5)

галитовая, зона сульфатов магния (объем воды уменьшается до 1/10)

сильвинитовая, карналитовая, бишофитовая (полное высыхание бассейна)

Эволюция соленакопления. Эпохи соленакопления: -ранний кембрий;- вторая половина ранней-поздняя Р;-поздний триас; поздняя юра -ранний мел; -в меньшей степени-средний-поздний девон и миоцен. Эпохи резкого снижения соленонакопления: 1)поздний кембрий-ранний девон; 2)Ранний карбон; 3)средний триас; 4)палеоцен. Палеозойская эпоха: небольшое количество грандиозных солеродных бассейнов эпиконтинетального типа (Вост-Сибирский) Мезозойская эпоха - бассейнов стало больше, по масштабу соленакопления уменьшилось, бассейны более разнообразны по тектоническому положению. Кайнозойская эпоха- кол-во бассейнов увеличилось при одновременном сокращении их размеров. Существенную роль играют континентальные озерные соли.

1. Метагенез: физико-химические условия, структурные и минеральные преобразования.

Метагенез — стадия глубокого минералогического и структурного изменения осадочных пород в нижней части стратисферы, происходящая под влиянием повышенной температуры в условиях повышенного давления в присутствии минерализованных растворов. В эту стадию широко развиваются процессы перекристаллизации ранее образованных аутогенных м-лов и глинистого вещества, растворения и кристаллизации под давлением главных породообразующих минералов осадочных пород. На этой стадии появляются метаморфизованные осадочные породы: для раннего метагенеза характерны глинистые сланцы, песчаники, кварциты, кварцито-песчаники, кристаллические известняки и доломиты, тощие угли и антрациты, для позднего метагенеза — аспидные и филлитоподобные сланцы, кварциты, кристаллические и метаморфизованные известняки и доломиты, антрациты и графитизированные антрациты. В глинистых породах и цементе зернистых п. появляется парагенез диоктаэдрической гидрослюды, серицита (иногда мусковита), хлорита, кварца или стильпномелана при непостоянном участии карбонатов. Породы подвергшиеся метагенетическим изменениям, являются переходными между осадочными и метаморфизованные и называются метаморфизованными осадочными породами.
Глубина от 5-6 км до 15-20 км, возможно до 25 км в зонах пассивных континентальных окраин с малым тепловым потоком.

Температура от 150-200⁰ до 374⁰ С, т.е. критической для воды, когда она даже при высоких давлениях переходит в парообразное состояние и усиливает метаморфизм. Поэтому здесь совершается скачок метаморфизма и его естественно взять за границу литогенеза и метаморфизма.

Давление от 1500-2000 до 300-4000 атмосфер.

На платформах условия метаморфизма не достигаются.

Пористость практически отсутствует. Объемный вес становится равным удельному весу.

Основные процессы не механические, а физико-химические и химические.

Это прежде всего перекристаллизация глинистых пород и образование глинистых сланцев. При метагенезе происходит упорядочение структуры в решетке глинистых минералов. Гидрослюда трансформируется в серицит, образуется тальк, пирофиллит. Исчезает халцедон, замещаясь кварцем. В качестве акцессорных минералов образуются альбит, олигоклаз, микроклин, эпидот, турмалин и др.

Одновременно происходит и структурно-текстурные преобразования.

В глинистых породах образуется сланцеватость, часто не совпадающая со слоистостью. В алевритах и песчаниках образуются «бородатые» зерна. Хорошо перемытые кварцевые песчаники приобретают черты кварцитов, хотя еще не кварциты. Зерна подвергаются растворению и сблежению по стилолитовым швам. Однако большие напряжения приводят к распадению кварца на агерегат мелких кристалликов, расположенных оптически в шахматном порядке, образуется «шахматный» кварц. Карбонатные породы перекристаллизовываются снова и превращаются в более крупнозернистые мраморы. Кремневые породы становятся микрокварцитами, сохраняющими внешние черты и текстуру первичных пород, поэтому их называют кремнями, яшмами т.д.

Углеводороды отдают последнюю часть летучих компонентов и превращаются в угли тощие (Т) С – 90%, полуантрациты и антрациты, содержащие не менее 95% С и 5% О₂ и Н₂ .

Таким образом, результат метагенеза – пестрая по степени измененности толща: в ней чередуются метаморфические (глинистые сланцы, мраморы) и лишь метаморфизованные (песчаники) осадочные породы.

1. Текстуры осадочных пород: классификация, основные типы и разновидности.

11 билет.

1. Аллиты (состав, строение, главные петротипы, происхождение).

Состав, строение и классификация аллитов. К глиноземистым породам относятся латериты и бокситы. Латериты — продукты глубокого выветривания кристаллических пород (кора выветривания), бокситы бывают остаточными или латеритными, осадочными платформенными и осадочными геосинклинальными. Залегают они в виде пластов, пластообразных залежей, линз, гнезд среди карбонатных, обломочных и глинистых пород. Латеритные бокситы разделяют на остаточные и метасоматические. У первых наблюдается постепенный переход в породы коры выветривания, вторые сохраняют структуру материнской породы. Осадочные платформенные бокситы приурочены к делювиальным, аллювиальным и котловинным (озерным) отложениям. Геосинклинальные бокситы обычно залегают на закарстованной поверхности известняков и покрываются карбонатными породами с морской фауной. Остатки морской фауны (пелеииподы, гастроподы, гониатиты и др.) нередко встречаются и в пластах бокситов.

Классификация глиноземистых пород основана на генетическом, минералогическом и текстурно-структурных признаках

Породообразующими минералами в бокситах являются гидраргиллит, бемит, диаспор, лимонит, гетит, гидрогетит, гидрогематит, каолинит. В метаморфизованных разностях встречается гематит и корунд. Второстепенными минералами являются кварц, опал, халцедон, аллофан, галлуазит, хлориты, минералы двуокиси титана и терригенные примеси

Текстуры и структуры бокситов: землистые, пористые и кавернозные, оолитовые, бобовые, конкреционные, афанитовые, обломочные, микрозернистые и пелитоморфные. По внешнему макроскопическому виду и окраске они весьма разнообразны — обычно бурые, красно-бурые, красные, реже белые, серые, зеленовато-серые и пестрые. Латериты окрашены в кирпично-красные тона и представляют собой пористую породу, напоминающую кирпич (от later — кирпич). В свежем состоянии режутся ножом, на воздухе твердеют. Бокситы иногда напоминают латериты, в других случаях подобны аргиллитам, глинистым сланцам, железным рудам, яшмам и не обладают пластичностью.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: