Билет 16. Характеристика обломочных пород.
Делятся на две группы: реликтовые, терригенные или аллотигенные минералы образуются в процессе физического выветривания, устойчивые в поверхностных условиях, служат исходным материалом для формирования обломочных пород; аутигенные – продукты осаждения из истинных или коллоидных растворов на всех стадиях формирования осадочной породы, то есть первично-седиментационные, диагенетические, катагенетические. Кроме того в составе осадочных пород выделяют органические остатки в виде скелетных форм отмерших организмов, обугленные растительные фрагменты, являются исходным материалом для образования углеводородов. Также важным компанентом в осадочных породах является пирокластический материал, количество которого значительно возрастает в вулканогенных областях. По составу осадочные минералы резко отличаются от магматических: они представлены различными оксидами, гидроксидами, солями разложения кислот. Магматические минералы – силикаты и алюмосиликаты, разрушаясь служат источником для образования глин и простых по химическому составу минералов. Все осадочные породы в зависимости преобладания в них минералов разного генетического происхождения подразделяют, в порядке убывания: глины, количество которых по разным источникам колеблется от 50 до 58%, составляя в среднем 53% от общей массы осадочных пород; обломочные породы составляют 24,8 – 28%, в том числе до 4,5% - пирокластического материала; биохемогенные породы, на долю которых приходится 19 – 22%.
Тип цементации определяется по количеству цемента и по способу его заполнения: базальный, поровый, пленочный, контактовый, чаще смешанный. По генезису выделяют крустификационный (цемент обрастания обломочных зерен фосфатами, карбонатами, халцедоном…); регенерационный (цемент разрастания возможен только в том случае, если в цементной массе находится компанент соответствующий по составу обломкам); коррозионный (цемент растворения обломочных частиц, за счет агрессивных компанентов, содержащихся в цементе).
Цементация. Выделяют также цемент выполнения, если в составе цементной массы кроме аутигенных минералов имеются обломочные частицы. По степени кристалличности цемент может быть аморфный (опаловый и др.) или кристаллический – в этом случае он может быть беспорядочно-зернистый, пойкилитовый, радиально-лучистый, волокнистый и др. На поздней стадии катагенеза тип цементации может быть комфорный(или конформный-точно не знаю), регенерационно-комфорный, инкорпорационный, мозаично-гранобластовый – в породах, где отсутствует цемент (кварцито-песчаники). По ориентировке частиц как в обломочных, так и в хемогенных породах выделяют структуры: беспорядочные, параллельно-ориентированные, волокнистые, хлопьевидные, комковатые, оолитовые. В органогенных известняках наблюдаются биоморфные структуры, если они состоят из целых скелетных форм или детритовые, если в них преобладают их обломки. Реликтово-органогенные структуры могут быть установлены в перекристаллизованных известняках. Инкорпорационный тип возникает под давлением, когда одни зерна внедряются внутрь других.
17. Характеристика карбонатных пород (классификация)
1 Известняки.
-органогенные (биогерные- рифовые постройки из водорослей, кораллов, мшанок и др. организмов. Цельнораковинные- сложенные более чем на 50% целыми раковинами брахиопод, пелиципод и т.д. Детритовые- сложены обломками различных скелетных форм, по составу могут быть криноидными, водорослевыми, полидетритовыми.)
-хемогенные (Пелитоморфные- первичноседиментационные, образуются за счет литификации глобигеринового ила, поэтому ст-ра пелитоморфная, часто развиваются стилолитовые швы и сутуры. Оолитовые- скопления мелких шарообразных форм с размером <2мм, >2мм пизолиты, известковые туфы-обр-ся в контактовых условиях в пресных водоемах, в болотах, в озерах, там где имеются подземные источники насыщенные rкарбонатом кальция.)
-обломочные- окатанные или полуокатанные обломки, сложенные доломитами, мергелями, или собственно известняками, которые сцементированы кальцитом. Иногда в цементную массу попадает глинистое или железистое в-во, окрашивающее породу в красновато- коричневый цвет, а обломки х-ся другой окраской.
-криптогенные- неизвестного происхождения
2 Доломитовые породы.
На образование доломитовых пород нет единого мнения. Доказанными считаются три генетических типа:
-первичноседиментационные образовавшиеся в р-те непосредственной хемогенной садки из морской воды- это древние отложения протерозоя и раннего палеозоя.
-Диагенетические доломиты, возникщие при взаимодействии иловых вод, асыщенных магнием, на известковые илы.
-Доломиты, сформировавшиеся при метасоматозе известняков на стадии ката-метагенеза, где Ca замещается магнием-вторичные доломиты.
3 Мергели условно можно назвать глинистыми известняками, где содержание глины приближается к 50%. Они подразделяются на глубоководные, мелководные, часто доломитовые мергели.
Источником вещества для образования карбонатов являются запасы гидросферы, которые постоянно пополняются материалом терригенного сноса с континентов и гидротермами как наземными так и подводными. Ежегодно в конечные водоемы стока с суши поступает 558 млн. тонн карбоната кальция, а запасы его в мировом океане составляют 171250*10^9 тонн. Карбонатонакопление приурочено к теплым тропическим и экваториальным зонам океанов так как повышенная температура воды способствует хим. садке и пышному развитию организмов с известняковым скелетом.
18. характеристика глин и аргиллитов (состав, трансформация, генетическая классификация)
К этой группе пород относятся глинистые осадки: илы глины, суглинки, и сцементированные разности- плотные глины и аргиллиты. глины в осадке обладают высокой пористостью более 60% и имеют свойство пластичности. Глина, относящаяся к осадку легко размокает в воде, а плотная глина, как порода плохо размокает в воде и при смачивании пачкает руки. Аргиллит вообще не размокает в воде и при смачивании не пачкает руки.
ПО ГЕНЕЗИСУ выделяют водоосадочные и остаточные глины.
- водоосадочные глины образуются при коагуляции коллоидных растворов и за счет переноса частиц в виде взвеси. В соответствии с обстановкой осадконакопления они подразделяются на морские, лагунные, дельтовые, озерные, речные, водоледниковые и т. д.
-остаточные образуются в результате химического выветривания кристаллических пород.
ГЕНЕЗИС ГЛИН.
Каолинитовые глины могутбыть первичными (хемогенными) и образуются в корах выветривания, где являются конечным продуктом разложения ПШ. Они часто содержат примесь гидрослюды и мелких обломков Q. Вторичные каолиниты - переотложенные образуются в р-те размыва каолинит. кор выветр-ия. Абсолютно чистые, тонкодисперсные, жирные на ощупь.
Гидрослюдистые глины близки по генезису к каолинитовым и являются продуктом первой стадии хим. выв-ия силикатных пород в гумидном типе выветр-ия. Они- промежуточный продукт и часто образуют сложные гидрослюдисто-коалинитоваые и каолинитово-гидрослюдистые отложения.
Монтмориллонитовые глины образуются в корах выв-ия эффузивных основных и ультраосновных пород, а так же лагунных и морских водоемах за счет преобразования вулк. пепла и пирокластитов осн. и среднего состава.
Полиминеральные глины отличаются пестортой мин. состава и формируются они в основном за счет сноса терригенного материала в прибрежных зонах морей и океанов.
ПО МИНЕРАЛЬНОМУ составу различают каолинитовые, гидрослюдистые (иллиты, глаукониты) монтмориллонитовые (бентониты) и полиминеральные глинистые осадки и породы.
В СОСТАВЕ глин можно выделить 5 групп компонентов:
1 Собственно глинистые минералы с размером частиц менее 0,005мм;
2 Примесь обломочных зерен кварца, полевых шпатов, слюд, тяжелых минералов с размером частиц 0,01мм иногда крупнее.
3 Сингенетические и диагенетические минералы цемента с размером частиц
0,001-0,005мм (карбонаты, оксиды и гидроксиды железа, сульфаты, фосфаты, опал.)
4 Ионообменный комплекс хим. соединений.
5 органическое в-во.
ТРАНСФОРМАЦИЯ ГЛИН. Изменение глин начинается уже при диагенезе, где идут процессы отжатия воды из осадка, уплотнение и раскристаллизация всех примесей которые находились в глинистых илах. Выделяют трансформации глин положительные (агродация) и отрицательные (деградация). Деградация – разрушение кристаллической решетки глин с потерей катионв, вплть до перехода в коллоидное состояние. Например биотит гидратируется переходит в гидрослюду, теряя при этом катионы железа и магния, гидрослюда может быть преобразована в коллоидное состояние-аллофан-все это рпоисходит в агрессивной щелочной среде.
Агадация – это обратный процесс преобразования глин, когда кр-ая решетка восстанавливается, присоединяя катионы. Так коллоидный монтмориллонит, присоединяя катионы магния, сначала преобразуется в корренскит (смешеннослойные глины), а затем в хлорит.
19. Коры выветривания
В результате физического и химического выветривания на месте залегания материнских пород возникает особое геологическое образование, получившее название кора выветривания. В минеральном отношении она состоит из различного сочетания первичных минералов, устойчивых к агентам выветривания, промежуточных продуктов выветривания и конечных продуктов разложения минералов. Образование коры выветривания происходит в течение длительного времени и проходит ряд последовательных этапов.
В вертикальном разрезе коры выветривания (снизу вверх) наблюдается четкая зональность - смена слабо измененных пород полностью переработанными продуктами выветривания. Характерной особенностью зонального строения кор выветривания является зависимость его от состава разрушаемых пород.
Так, на ультраосновных породах строение коры выветривания выглядит (снизу вверх) следующим образом:
- зона слабо разложенных первичных пород,
- зона гидрослюд и гидрохлоритов,
- зона каолинита и монтмориллонита,
- зона охры.
На гранитах строение коры выветривания более простое:
- зона щебенисто-дресвяного обломочного материала,
- зона гидрослюд,
- зона каолинита.
Геологическое значение кор выветривания
Коры выветривания различаются по следующим геологическим критериям:
- по геологическому возрасту (различают молодые и древние коры выветривания),
- по степени рудоносности (рудоносные и безрудные).
С корами выветривания связаны многие месторождения полезных ископаемых (железных, алюминиевых, марганцевых руд, россыпей золота, платиноидов, алмазов и др
20. Кремниевые породы
Классификация кремниевых пород:
I .Опаловые:
1.Трепелы (породы молочно-белого цвета)
2.Радиоляриты
3.Спонголиты
4.Диатомиты (Светло-кремовая или слабо желтовая окраска)
5.Опоки (опал+глина)
II .Холцедоновые:
1.Кремни
2.Яшмы
3.Кремниевые туфы
4.Гейзериты
Генезис кремниевых пород:
Источником для кремнезема в морской воде служит поступления с континента с речными потоками в количестве 319 млн. тонн в год, подводные извержения, выветривание (гальмиролиз) которое приводит к разложению алюмосиликатов (глин).При этом кремнезем освобождается и находится в виде коллоида на дне или переносится течениями в зону где возможно его отложение. Кроме того в щелочной среде морской воды кремнезёма может длительное время находится в форме истинных растворов монокремниевой кислоты.
Переход кремнезема в твердую фазу сильно затруднен так как отмечается его резкое недонасыщение в морской воде где его количество составляет всего лишь 0,1-10 мг/л, в то время как растворимость аморфного кремнезема при нормальной температуре и атмосферном давлении составляет 100-140 мг/л.
Главным способом перехода в твердую фазу является биогенный, а хемогенный находится в подчинении и проявляется на термобарическом барьере с повышением температуры и при повышенном гидростатическом давлении на глубинах более 4000м.
21.Фосфориты
По данным справочника по литологии за 1983г фосфоритами называются осадочные породы с содержанием Р2О5 более 6%, именно при таком его содержании наблюдается реакция интенсивного пожелтения порошка молибденово-кислого аммония под воздействием 10% азотной кислоты.
Главные породообразующие минералы: гидроксилапатит-Са5[РО4]3(ОН,F), карбонатапатит-Са10[РО4]6*СО3 , даллит, курскит, коллофан (аморфные фосфаты) и минералы-примеси: кальцит, кварц, халцедон, опал. Фосфатные минералы присутствуют в породе в виде основной массы, как в составе цемента, так и в виде стяжений или конкреций размером от долей миллиметра до нескольких сантиметров. Коричневато-бурый цвет фосфоритам придает постоянная примесь органического вещества. Источником для накопления фосфора служат мягкие ткани и скелетные формы погибших организмов, подводный вулканизм и разрушающиеся коренные породы, содержащие апатит.
Биогенный способ перехода в твердую фазу
В океанической воде Р2О5 находится в сильно недонасыщенном растворенном состоянии. Переход в твердую фазу осуществляется 2 путями: биогенным (биолитным) и хемогенным.
В первом случае оксид фосфора входит в состав раковин в виде фосфатных минералов, которые в процессе гибели образуют так называемые ракушняк-терригенные с примесью глауконита формации, лежащие с размывом на древних платформах с содержанием полезного компонента 4-10% (Прибалтика). Обычно такие формации связаны с трансгрессией или регрессией моря, что подтверждается находками фосфатных раковин и желваков в отложениях со следами перерывов и размывов в осадочных толщах.
Желваковые и конкреционные фосфориты с содержанием оксида фосфора 7-13% чаще всего встречаются совместно с ракушняковыми, но формируются они уже на стадии диагенеза из отжимающихся иловых растворов, обогащенных фосфором и карбонатом кальция. Такие месторождения чаще всего приурочены к склонам синеклиз (Актюбинский бассейн) и к молодым платформам (Вятско-Камское месторождение и Курская группа месторождений).
Хемогенное образование пластовых фосфоритов
Для хемогенных фосфоритов характерно содержание оксида фосфора от 15 до 35%. Внешне они довольно разнообразны и представлены карбонатами, кремниевыми, глинистыми и обломочными породами. Только под микроскопом можно определить, что сложены они преимущественно фосфатными оолитами и стяжениями разной формы с размерами не крупнее 1 мм в диаметре.
Механизм их образования по теории Казакова-Бушинского следующий: В приповерхностной зоне воды в морях и океанах содержание оксида фосфора низкое в связи со значительным поглощением фосфора различными организмами(10-50 мг/м3). На глубине более 2000м содержание Р2О5 может достигать 300мг/м3 за счет падения на дно погибших организмов (нектона и планктона), но в присутствии повышенного содержания растворенного углекислого газа в воде оксид фосфора сохраняется в растворе. Когда глубинные холодные воды, насыщенные Р2О5 выносятся течением в зону, на границу с шельфом, где резко снижается гидростатическое давление, происходит прогрев воды и СО2 начинает интенсивно выделяться в поверхностные воды, наступает пересыщение по фосфату кальция, который и выпадает в осадок иногда одновременно с карбонатами или несколько позднее. В верхней части водоема, на глубине 50м фосфор снова поглощается организмами, его насыщение резко падает и садка фосфатов резко прекращается.
22.Соли (эвопориты)
Э- это хлоридные и сульфатные соли, образовавшиеся путем выпадения в осадок из истинных растворов на испарительном гх барьере, источником служит морская вода, сгущение которой до солеродного раствора-рапы возможно только в аридных условиях в полузамкнутых лагунах, куда должна постоянно поступать морск.вода, содержащая хлориды и сульфаты Mg,k,Na. При этом бассейны должны находиться в спец.тектонических условиях, где наблюдается конседиментационное прогибание дна.
Соленость морской воды-3,5%, при повыш. концентрации солей до 8,0% в морской воде начинает выпадать в осадок доломитовый ил. При повыш до 12-15% кристаллизуются сульфаты. В открытом море такие процессы невозможны. Прогрессирующее осолонение морской воды в полузамкнутом бассейне может привести к формированию всей гаммы сульфатов, хлоридов Mg,N,K и Ca. В прибрежных условиях из морской воды сульфаты, хлориды и смешанные хлоридно-сульфатовые соли. В наст время известно более 60 минералов-эвапоритов. Можно разделить на 4 стадии:
1. При солености от 15-20% выпадают в осадок гипсы-ангидриты и астраханит (Na2SO4*MgSO4*4H2O)при повышении солености до 22-26% начинает кристаллизоваться галит, сопровождаемый садкой кизерита (MgSO4*Н2O), полигалита (К2SO4*2CaSO4*MgSO4*2H2O) и астраханита это стадия формирования нормальных сульфатов.
2. Сильвинитовая стадия. Соленость 27-32%.в ней формируется сильвин(KCl),каолинит (KCl*MgSO4*3H2O), лангбейнит (K2SO4*2MgSO4) и унаследованные от предыдущей стадии минералы -галит, кизерит, полигалит. В рез-те образуется сложная хлоридно-сульфатная п. –«хардзальц»,добываемая в Германии и Прикасп. Низменности
3. карналлитовая стадия. Соленость повышается до 32% и более. Выпадает в осадок каркаллит (KMgCl3*6H2O) и все предыдущие минералы (обязательно каркаллит сопровождают сильвин и галит)
4. Бишофитовая . соленость 40%. Соответствует эвтоническим растворам. Вся вода из рапы полностью поглощена минералами в форме гидрата. Одновременно с каркаллитом образуется бишофит (MgCl2*6H2O).
Крупные соляные месторождения формировались только в 2 периода –Кембрии(только до 2й ст) и Пермь (все 4ст, 70% месторождений солей). Всего 106 соленосных бассейнов.31-калийные соли,8-калийно-магниевые. Во всех остальных формирование доходило только до 1 стадии. Причины: изменение климата, тектонические условия. Для геологических формаций характерно зональное строение, в основе- мергельно-доломитовые породы, переходящие вверх по разрезу в ангидритовые, которые сменяются толщей каменной соли и заверш. Формированием калийно-магниевых пород
23.Каустобиолиты
Каустобиолиты-горючие полезные ископаемые органического происхождения. Они занимают особое место среди осадочных горных пород, т.к. являются полностью результатом жизнедеятельности растительных и отчасти животных организмов.
Их подразделяют на три группы:
1) каустобиолиты угольного ряда(торф, сапропель, горючие сланцы, ископаемые угли);
2) каустобиолиты нефтяного ряда(нефть, битумы, горючие газы);
3) липтобиолиты(янтарь, воск, смола).
Различают два способа накопления материнского вещества: 1-автохтонный, когда органическое вещество сохраняется на месте своего произростания и 2-аллохтонный, когда накопления материала происходит за счет его сноса из других мест.
Выделяют два основных периода в формировании каустобиолитов: 1-торфяной(до покрытия осадка вышележащими отложениями) характерзуется разложением и превращением растительных остатков под влиянием биохимических процессов, протекающих в растительной массе. В этот период образуется генетический тип каустобиолитов, петрографические особенности корого обусловлены исходным материалом и характером его превращения, что связано с физико-географическими условиями накопления.
Во второй период(после перекрытия осадка вышележащими отложениями) происходит химическое изменение растительного вещества под влиянием геологических факторов- повышение температуры и возрастание литостатического давления. В этот период происходит углефикация материнского вещества (увеличивается содержание углерода, удаляется кислород и другие летучие компоненты). Совокупность первичных и вторичных процессов изменения растительного вещества и создает все разнообразие ископаемых каустобиолитов.
По данным Фролова каустобиолиты могут быть представлены 4 генетическими типами, которые он объединил в 2 группы: бентосную и планктоногенную.
Бентосная группа представлена мангровыми и подводно-луговыми органогенными отложениями.
Мангровые отложения-это накопление органического вещества высших растений, преимущественно древесных, растущих в соленой воде в приливно-отливной зоне тропического и субтропического пояса. Они являются морскими аналогами торфяников, за счет которых формировались угольные пласты паралических толщ, особенно палеозойских(Донбасс, Кузбасс и т.д.)
Современные мангры широко распространены по вост. побережью Австралии и берегам Новой Гвинеи(ширина зоны 5-10км), а также в дельтах рек Нигера, Ганга, Брахмапутры, Амазонки, где ширина мангровых зарослей достигает 50 км.
Подводно-луговые отложения служат источником для образования горючих сланцев. Современными их аналогами являются заросли водной растительности, широко распространенные в дельте Волги. При его переработке материнское вещество не окисляется полностью, в основном гидролизуется и переходит в осадок, где захороняется. Эти отложения изучены слабо, хотя имеют широкое распространение начиная с девона. Горючие сланцы Дагестана образуют линзы и пласты толщиной до 50 см и протягиваются на сотни метров.
Планктоногенная группа представлена лагунными и пелагическими отложениями. Современные лагуны, накапливающие ил, обогащенный органическим веществом в основном фитогенного состава с небольшим участием зоопланктона и нектона (не более 10%). За их счет формируются горючие сланцы(диктионемовые и граптолитовые) раннего ордовика в Прибалтике и Ленинградской области.
Планктоногенные пелагические отложения представлены битуминозными сланцами доманикового горизонта, исходным материалом для которых служили сапропелевые водоросли.
Доманиковый тип – это отложения застойных впадин вдали от берега, представленные глинами, кремнями и карбонатами. Органическое вещество битумного ряда образовалось за счет водорослей с участием планктона. Доманиковые нефтематеринские породы широко распространены на Русской платформе, с ними связаны крупные месторождения Татарии, Башкирии, Самарской области, Пермского края и т.д.
24.Манганаты
Псиломелан, пиролюзит и родохрозит.
Источником образования отложений служат коры выветривания изверженных пород. Кларк марганца составляет всего лишь 0,1% от общего объема литосферы.
Все отложения подразделяются на остаточные и переотложенные. Почти все минералы представлены тонкодисперсными, колломорфными, часто скрытокристаллическими структурами и в корах выветривания обычно имеют натечные формы или землистые скопления.
Марганец обычно связан с корами выветривания у/о и основных пород.
Перенос образовавшегося в коре выветривания Mn(OH)2 временными потоками и реками при рН=5,5-6, попадая в щелочную среду морской воды, коагулирует и образует пизолитовые структуры.
В некоторых специфич. обстановках, при усиленном выносе коллоидной массы, возникает их повышенная концентрация в осадках прибрежной области.
Высокие рудные концентрации Mn в прибрежной зоне гумидного литогенеза находится под влиянием 5 факторов:
1. локально резко усиленная подача данных компонентов с берега, например, при размыве кор выветривания или древних месторождений Mn.
2. влияние гидродинамического режима
3. действие разбавления терригенным материалом суши
4. концентрирующее влияние процессов перераспределения в диагенезе рудного осадка
5. перемыв рудного пласта с выносом из него тонкодисперсного терригенного материала
Рудообразование достигает наибольшей силы, если все 5 факторов действуют согласовано.
Проследив размещение Mn внутри гумидных поясов, можно считать установленными следующие факты:
1. Руды Mn формировались в основном в тропических и субтропических влажных зонах и значительно реже - в умеренном влажном поясе.
2. В пределах стабильных регионов рудообразования была установлена их приуроченность к позитивным тектоническим структурам: выступам фундамента и их склонам, причем железо-марганцевые руды располагаются в более низких и далеких от свода частях склона.
3. железо-марганцевые конкреции чаще приурочены к олигомиктовым формациям.
В настоящее время установлены крупные скопления железо-марганцевых конкреций на дне Тихого и Атлантического океанов на глубине 3500-4000 метров. Они генетически связаны с подводным вулканизмом.
25. Хар-ка аллитов.
Латериты-розовато-коричневатый цвет, глиноподобное в-во(плотное, не размокающее в воде )ТВ<5 черта кирпично-красная, структура скрытокристаллическая(землистая) текстура тонкослоистая
Бокситы- породы коричневато-красного(оранжего-желтого)цевета хар-ся пизолитовой(бобовой)структурой. Гл.породообразующие минералы 1. диаспор 2 гидрамлит В чистом виде хар-ся светло-серым почти белым цветом. Желтовато-оранжевую окраску имеют за счет содержания оксидов железа 20 и более%
Глины- образуются в корах выветривания
Метод капли:
По составу
1. гидрослюдистые шероховатая поверхность
2. каолитовая-гладкая жирная
3. монтмориллонитовая-вспучивающаяся
Метод окрашивания:
Раствор мителеновый голубой 0,01 норм раствор
Каолинитовая-сиренево-фиолетовый цвет. Не имеет окраску
Гидрослюдистая-голубовато-синий (не меняет окраску после КCI)
Монтмориллонитовая-сильно увеличивается в размере при добавлении воды. Цвет фиолетовый. Ярко зеленый зеленовато-голубой при добавлении КCI
27. Стратисфера, ее границы и характеристика
СТРАТИСФРА-зона сущ-ия осадочных г.п, возникших за всю геологич историю Земли и сохранившихся от денудации(разрушения) и не перешедших в сос-ние метаморфич пород.
Верхняя граница: проходит по УГВ выше к-х сис-ма открыта по отношению к гидросфере и атмосфере- З.О.(процессы выветривания и седиментизации(осаждения))
Нижняя граница проводится на глубине 15-25 км в зависимости от величины тепла из мантии. На этой глуьине T увелич до 374 С(критическое состояние воды) вода превращается в пар поэтому идет массовая и быстрая перекристаллизация минералов=>породы метаморфизуются
Мощность от 0 на кристаллических щитах до сотен метров на платформах, 5-6 км в краевых прогибах и в перикратонных зонах, 20-25 км –миогеосинклиналях, в предгорных прогибах и в авлакогенных
Отличее от З.О: генетически взаимосвязаны. У них близкие термобарич и физико-хим параметры. Главное отличие в хар-ре условий и процессов в их движущих силах и в закрытости или открытости сис-мы
З.О мах открыта к космосу, она богата О2 поглощает СО2 хар-ся низким давлением и подвижностью внешних оболочек
Все это порождает мах гетерогенность и неравномерность формирования минаралов друг к другу и среде.
Стратисфера- закрытая сис-ма и стабильность условий его сущ-ния способствует обр равновесных минералов и пород в плотной и малоподвижной среде.
Движущие силы: 1. тепловые потоки
2 литостатическое давление
Плотность стратисферы 2,5 г/см3 в ее составе уже сформированные породы и нелитофицированные осадки, содержащие жидкую и газовые фазы
28. Зона осадконакопления
Осадок- продукт разложения осадочных пород. О. идет на поверхности суши и водных бассейнах, в результате физико- географических и геологических процессов, и является в условиях низкого давления и поверхностных температур, при участии различных организмов- зона осадко- накопления(З.О)
ПОДЗОНЫ
1 атмосфера
2 гидросфера
3 литосфера
Атмосфера: слой мощностью 25-30 км, в нижней части проходят струйные течения со скоростями до нескольких сотен км/ч, переносят вулканическую эоловую и техногенную пыль, жидкие и газовые частицы, хим, взаимодействие м/д газом и водой.
Гидросфера: участвует в осадкообразовании вещественно и энергетически:1 синтез частиц 2 транспорт терригенного, вулканогенного и биологического материала 3 его гравитационное взаимодействие 4 трансформация, в результате мех-го, физ-го, хим-го, биологического воздействия на частицы
Литосфера часть твердой оболочки Земли расположенная выше УГВ. Граница З.О проходит в ней на нулевой абсолютной отметке – на болотах, на равнине_ несколько метров на поверхности Земли., в горах- на высоте 1-1,5 км. =>осадкообраз. идет на вершинах гор где морозное выветривание приводит к обр грубых и пылевых частиц, перемещение под силой тяжести, ледниками, селевыми потоками.
В обр осадке проявл все процессы породообр.
1 растворение
2 окисление
3 гидратация
4 восстановление
5 формирование новых минералов
Здесь в осадке наблюдаются все 3 состояния в-ва «Т+Ж+Г»=>процессы более динамичные глубокие и хар-ся наибольшим потреблением энергии космической(солнечной) и лунной(приливно-отливная)
СТРАТИСФРА-зона сущ-ия осадочных г.п, возникших за всю геологич историю Земли и сохранившихся от денудации(разрушения) и не перешедших в сос-ние метаморфич пород.
Верхняя граница: проходит по УГВ выше к-х сис-ма открыта по отношению к гидросфере и атмосфере- З.О.(процессы выветривания и седиментизации(осаждения))
Нижняя граница проводится на глубине 15-25 км в зависимости от величины тепла из мантии. На этой глуьине T увелич до 374 С(критическое состояние воды) вода превращается в пар поэтому идет массовая и быстрая перекристаллизация минералов=>породы метаморфизуются
Мощность от 0 на кристаллических щитах до сотен метров на платформах, 5-6 км в краевых прогибах и в перикратонных зонах, 20-25 км –миогеосинклиналях, в предгорных прогибах и в авлакогенных
Отличее от З.О: генетически взаимосвязаны. У них близкие термобарич и физико-хим параметры. Главное отличие в хар-ре условий и процессов в их движущих силах и в закрытости или открытости сис-мы
З.О мах открыта к космосу, она богата О2 поглощает СО2 хар-ся низким давлением и подвижностью внешних оболочек
Все это порождает мах гетерогенность и неравномерность формирования минаралов друг к другу и среде.
Стратисфера- закрытая сис-ма и стабильность условий его сущ-ния способствует обр равновесных минералов и пород в плотной и малоподвижной среде.
Движущие силы: 1. тепловые потоки
2 литостатическое давление
Плотность стратисферы 2,5 г/см3 в ее составе уже сформированные породы и нелитофицированные осадки, содержащие жидкую и газовые фазы
29.Обломочные породы. Классификация по размеру и форме обломков.
Окатанные (Неокатанные)
-гравелиты (2-10) (дресвиты)
мелкообломочные
-конгломераты (10-25) (брекчии)
среднеобломочные
-конгломераты (25-50) (брекчии)
Крупнообломочные
-конгломераты (50-100) (брекчии)
Больше 100 ВАЛУНЫ.
30.Катагенез.Выделение стадий катагенеза и мин. индикаторы катагенеза.
Катагенез (совокупность процессов изменяющих породы после их литификации до начала выветривания или до перехода в метаморфические породы при прогрессивном типе литогенеза).
Стадии катагенеза:
1-Диагенез-150-300 м. определяется по присутствию органики в виде торфа с содержанием углерода 3-10%.
2-Протокатагенез-на глубине 1,000-3000м. устанавливается по началу формирования бурых углей с содержанием углерода до 60-75%, а по исчезновению гуминовых кислот определяется граница со следующей стадией.
3-Мезакатагенез-прослеживается на глубине от 2000-1500м. и характеризуется преобразованием бурых углей в каменные с содержанием углерода до 87%.
4-Апокатагенез- проявляется на глубинах 2500-1200м. и устанавливается по переходу каменных углей в полуантрацит и антрацит что определяется по содержанию углерода от 90-100%.
5-Граница с катагенезом проводится по переходу антрацита в графит, что определяется с помощью ренгенструктурного анализа.
Так же стадии катагенеза определяются по минералам индикаторам: каолинит—гидрослюда, мантмарилонит в хлорит, гетит в гематит, кальцит замещается доломитом и т.д.
30.Катагенез.Выделение стадий катагенеза и мин. индикаторы катагенеза.
Катагенез (совокупность процессов изменяющих породы после их литификации до начала выветривания или до перехода в метаморфические породы при прогрессивном типе литогенеза).
Стадии катагенеза:
1-Диагенез-150-300 м. определяется по присутствию органики в виде торфа с содержанием углерода 3-10%.
2-Протокатагенез-на глубине 1,000-3000м. устанавливается по началу формирования бурых углей с содержанием углерода до 60-75%, а по исчезновению гуминовых кислот определяется граница со следующей стадией.
3-Мезакатагенез-прослеживается на глубине от 2000-1500м. и характеризуется преобразованием бурых углей в каменные с содержанием углерода до 87%.
4-Апокатагенез- проявляется на глубинах 2500-1200м. и устанавливается по переходу каменных углей в полуантрацит и антрацит что определяется по содержанию углерода от 90-100%.
5-Граница с катагенезом проводится по переходу антрацита в графит, что определяется с помощью ренгенструктурного анализа.
Так же стадии катагенеза определяются по минералам индикаторам: каолинит—гидрослюда, мантмарилонит в хлорит, гетит в гематит, кальцит замещается доломитом и т.д.
32.Генезис карбонатных пород.
Источником вещества для образования карбонатов являются запасы гидросферы которые постоянно пополнятся материалом терригенного сноса с континентов и гидротермами как наземными так и подводными. Ежегодно в конечные водоемы стока с суши поступает 558 млн тонн карбоната кальция , а запасы его в мировом океане составляют 171 250*10 в 9 тонн.
Карбонатонакопление приурочено к теплым тропическим и экваториальным зонам океанов так как повышенная температура воды способствует химической садке и повышенному развитию организмов с известковым скелетом. В связи с этим выделяют 2 способа перехода карбоната кальция в твердую фазу:
-хемогенный
-органогенный
Хемогенные известняки образуются при осаждении из морской воды и на ранней стадии диагенеза известняковых (глобигериновых) илов. В результате хемогенной садки образуются пелитоморфные, оолитовые известняки и известняковые туфы, а на стадии диагенеза формируются многочисленные карбонатные конкреции и стяжения из иловых растворов, насыщающих рыхлые терригенные и глинистые породы.