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.
22СОЛИ (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. Хаар-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
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)
25.Ферриты.
Могут быть представлены следующими минералами: гетит, гидрогетит, гематит, сидерит, шамозит.
Гетит и гидрогетит образуют остаточные ферриты.
Для гетита характерны натечные формы, твердость около 5,оставляет коричневато-бурую черту.
Гидрогетит- землистые формы, часто образуется по гетиту, ТВ-1,2, иногда пачкает руки. Желтая, желто-оранжевая черта.
Гематит- имеет оолитовую структуру, коричневато-красная окраска, вишневая черта, ТВ около 5.
Сидерит- имеет средне или крупнозернистую структуру на поверхности кристаллов наблюдается совершенная спайность и стеклянный блеск.
Шамозит- гидросиликат железа в неизмененном виде.
Характеризуется зеленовато-серым цветам, голубовато-зел черта, быстро окисляется до бурого железняка, структура пизолитовая, обломочная.
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.