литология шпоры


ЛИТОЛОГИЯ КАК НАУКА И ДИСЦИПЛИНА 1.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ НАУКИ, ЕЕ ЗАДАЧИ И ЗНАЧЕНИЕ Литология как самостоятельная наука имеет свой предмет изучения — осадочные горные породы (см. гл. 2), т.е. реальный геологический объект, свои методы изучения (см. 1.3), во многом отличные от методов петрографии эндогенных пород, и свою теорию, обобщающую познанные закономерности экзогенного седименто- и породорбразования. Литология, может быть, более тесно связана со стратиграфией, палеонтологией, географией, а также с почвоведением, гидрогеологией, кри-олитологией. Вместе со стратиграфией она изучает строение слоистых толщ и упорядочивает их во времени и в пространстве, а также выделяет однородные в историко-геологическом отношении комплексы слоев (свиты, серии, конкретные геоформации), отвечающие тем или иным этапам развития бассейнов седиментации или геологических регионов разного масштаба (см. ч. III). Только после выделения этих геологических единиц можно проводить генетический и фациальный анализы, строить палеогеографические карты или делать иные реконструкции прошлого. Стратиграфия — это синтаксис, по которому природа расставила свои слова — горные породы. Обе эти фундаментальные науки — стратиграфия и литология — пользуются многими общими методами и результатами исследований и, кроме того, объединяются в учениях о фациях и формациях (Фролов, 1965, 1984). 
Задачи литологии
-          дальнейшее совершенствование теории литогенеза;
-          углубление знаний в области катагенеза пород применительно к различным сочетаниям термобарических и геохимических условий;
-          развитие и конкретизация представлений о периодичности и эволюции осадочного процесса;
-          создание единой генетической классификации осадочных пород;
К задачам прикладного значения относятся:
-          всестороннее изучение состава и строения осадочных  горных пород современными лабораторными методами;
-          литолого-фациальное и палеогеографическое картирование с целью восстановления геологической истории и определения направлений поисков конкретных полезных ископаемых и обоснование оптимальных систем их разработки;
-          разработка и совершенствование литологических основ прогнозирования природных резервуаров нефти и газа;
При поисках и освоении конкретных полезных ископаемых перед литологией стоят специфические задачи:
-          освоение земных недр;
-          разработка полезных ископаемых;
-          обогащение и переработка ископаемого сырья;
-          охрана окружающей среды.
2. Литологические методы исследования
-          макроскопическое исследование и изучение пород в шлифах под микроскопом;
-          механический или гранулометрический анализ – используется для определения условий образования, практических свойств и стратиграфических сопоставлений различных пород. Для крупнообломочных пород - проводится на ситах-грохотах, для средне- и мелкообломочных – выполняется посредством просеивания через сита, для более мелких (глин) – отмучиванием в воде и центрофугированием;
-          минералогический анализ, проводимый под бинокуляром, помогает не только определить породу и ее состав, но и имеет большое значение для решения вопросов стратиграфии и палеогеографии;
-          иммерсионный метод проводится под микроскопом и заключается в точном определении показателя преломления зерен путем их погружения в специальные жидкости;
В последнее время большое значение имеют:
-          термический анализ – основывается на том, что при нагревании минерала (породы) выделение Н2О и существенные изменения структуры происходят у минералов при разных температурах и сопровождаются реакциями поглощения или выделения тепла;
-          рентгеновский метод – заключается в облучении порошка минерала (породы) с последующим получением спектра с определенным набором линий, характерных для данного минерала или породы;
-          химический метод и его разновидность – микрохимический – дают информацию о микро- и макро- составе пород и минералов;
-          изотопный метод (стабильных и радиоактивных изотопов) – используется для изучения условий образования и установления возраста пород и минералов;
-          метод газовой декрипитации – проводится для определения температуры образования и изучения газовых включений минералов.
3. Стадии седиментогенеза.
СТАДИЯ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА ,Страхов, 1953. 1960,—первая стадия литогенеза — длительной истории формирования осад. п. В эту стадиюобразуется материал (осадок), преобразование которого дает в результате осад. п. С. с. слагается из 3этапов: мобилизации веществ в коре выветривания; переноса веществ и осадконакопления на водосборныхплощадях; осадконакопления в конечных водоемах стока. После завершения С.с. начинается стадиядиагенеза. Вассосвич считает, что лучше называть седиментогенезом (С. с.) только самый процессвыпадения осадка в зоне, где он будет захоронен, и первый момент существования этого осадка донаступления геохим. противоречия между средой осадка и придонной водой; как только это противоречиевозникает, начинается диагенез.
4. Перенос и отложение осадочного материала текучими водами.
5. Перенос и отложение осадочного материала в водных бассейнах.
6. Перенос и отложение осадочного материала ветром и льдом.
Ветер играет значительную роль при переносе продуктов выветривания. При эоловом переносе (название происходит  от имени бога ветров Эола), в отличие от гравитационного, обломочный материалможет переноситься на значительные расстояния и долгое время находиться в воздухе во взвешенном состоянии. Так пепел от извержения вулкана Кракатау (1885) перемещался вокруг Земли в верхних слоях тропосферы, периодически выпадая, в течение двух лет. Ветер переносит материал пылеватой и песчаной размерности и откладывает его на громадных территориях Земли. Способность ветра к переносу напрямую зависит от его силы. Слабый ветерок может переносить пыль во взвешенном состоянии, а более сильный (5 м/с) –перекатывать тонкий песок. Ветер со скоростью 10 м/с транспортирует песчинки диаметром до 1 мм, а при скорости в 20 м/с − частицы в 4−5 мм. Ураганы и смерчи поднимают не только пыль, но и песок на высоту в сотни метров и перекатывают гальку размером до 5−7 см в диаметре. Прекращение переноса и осаждение материала происходит по ряду причин: ослабление или прекращение ветра, выпадение атмосферных осадков, наличие препятствий (скал, холмов, строений).
В процессе эолового переноса обломочного материала происходит его сортировка из-за различного способа и дальности транспортировки частиц. Перенос материала пылеватой размерности осуществляется  по воздуху во взвешенном состоянии на многие километры. Частицы песчаной размерности перемещаются по земле широкими струями путем перетекания (соскальзывание) или прыжками (сольтация). Обычно дальность переноса составляет первые километры. При сольтации песчинки подпрыгивают над землей на высоту от нескольких сантиметров до первых метров. Они движутся по искривленной траектории, подталкивая друг друга к последующему движению по типу цепной реакции.
7. Перенос и отложение осадочного материала, связанного деятельностью организмов.
8. Влияние тектоники на процессы осадконакопления.
Интенсивность, частота, региональность тектонических колебательных движений существенным образом отражается на составе, строении (структуре и текстуре), скорости накопления и мощности осадка, а также форме осадочных тел. 1) Колебательные движения вызывают трансгрессии и регрессии морских водоемов, и следовательно, перемещение береговой линии. Вместе с изменением ее меняется и состав осадков. 2) Колебательные тектонические движения в пределах суши приводят к изменению положения областей сноса осадочного материала, базиса эрозии, что тоже отражается на составе накапливающегося осадка, изменений характера продуктов выветривания, возможности образования коры выветривания и т.д. 3) Тектонические колебательные движения – одна из причин слоистого строения осадочных толщ. По характеру границы можно судить об условиях смены одной обстановки осадкообразования другой. 4) Колебательные движения являются одной из главных причин периодичности осадконакопления. Продолжительность и масштабы их могут варьировать в широких пределах, поэтому чередующиеся отложения могут быть широко распространенными и мощными, или, наоборот, локально залегающими и маломощными. 5) Тектоника оказывает влияние на скорость накопления осадка и их мощность. Современные максимальные скорости накопления осадков наблюдаются у горных подножий, в конусах выноса, дельтах крупных рек и областях компенсированного прогибания – десятки сантиметров в год. Минимальные – в районах развития мутьевых (турбинных) потоков и в абиссальных равнинах – приблизительно 0,5мм/год. 6) Тектонический режим в значительной мере определяет форму и рельеф осадочных тел. При региональном продолжительном погружении территории образуются мощные и огромные по площади пласты более или менее однородного состава. В краевых прогибах осадочные тела имеют значительную протяженность (до 1000км и более), при относительно небольшой ширине. 7) С колебательными и разрывными тектоническими движениями связано образование рифтовых тел. На суше вдоль тектонических разломов в результате деятельности рек формируются рукавообразные осадочные тела. 8) Большое влияние на литогенез оказывают горообразовательные тектонические движения и магматизм. Благодаря им в среду осадкообразования вовлекаются огромные массы магматических, метаморфических и осадочных пород, а образовавшиеся пересеченные формы рельефа способствуют интенсивному их выветриванию и денудации.
9. Влияние рельефа на процессы осадконакопления.
10. Физическое выветривание.
Физическое выветривание вызывается разнообразными факторами, важнейшим из которых является суточное колебание температуры. Наибольшие амплитуды суточных колебаний температуры характерны для тропических пустынь (70 ºС, а иногда 90 ºС). За счет этого происходит температурное выветривание горных пород. При температурных колебаниях в кристаллических породах возникают внутренние напряжения. В наибольшей мере это характерно для полиминеральных пестроокрашенных горных пород. Темные минералы нагреваются сильнее светлых и при прочих равных условиях сильнее расширяются. Однако и одинаково окрашенные минералы за счет разных коэффициентов линейного расширения увеличиваются в объеме по-разному. В итоге на границах минеральных зерен возникают напряжения, образуются микротрещины и, в конечном счете, монолитная кристаллическая порода распадается на отдельные минеральные зерна. Например, гранит в результате физического выветривания распадается на зерна кварца, полевых шпатов, биотита и роговой обманки, превращаясь в рыхлую массу обломочного материала – песок. Именно таким образом идет образование песка в песчаных пустынях.
В мономинеральной горной породе напряжения возникают вследствие различия коэффициентов линейного расширения в разных направлениях в кристалле. Так, у кварца в разных направлениях коэффициент линейного расширения различается в два раза. Крупнокристаллические горные породы при прочих равных условиях разрушаются быстрее мелкокристаллических. Быстрому разрушению горных пород способствует также их плохая теплопроводность. 
Днем сильно нагревается лишь самая поверхностная часть скальника, а глубже расположенные участки остаются холодными. Ночью аналогичным образом происходит охлаждение. Вследствие этого возникает напряжение между внутренними и внешними частями скалы. В результате наружная часть породы отрывается от внутренней и отваливается,а обнажившаяся свежая порода подвергается тем же процессам. Происходит так называемое «шелушение» породы. Термин «шелушение» подчеркивает, что процессу разрушения подвергается тонкий слой монолита, а образующиеся обломки имеют вид тонких пластинок плиток, чешуек. Поскольку процесс постоянен, монолит превращается в щебень. При физическом выветривании однородных горных пород (базальтов) нередко образуется так называемая шаровая отдельность.
Температурное выветривание наиболее интенсивно протекает в тропических пустынях, как уже упоминалось выше, за счет больших суточных амплитуд температуры. Кроме того, физическому выветриванию в пустынях благоприятствует отсутствие растительного покрова. Второй областью, где широко распространены процессы физического, и в том числе температурного выветривания, является зона высокогорья. Выветриванию в зоне высокогорья способствуют большая инсоляция и высокий коэффициент прозрачности воздуха. Образующиеся обломки пород слагают каменные реки – курумы, медленно движущиеся вниз по склонам. В арктических и субарктических широтах, а также в высокогорье, выше снеговой линии, породы подвергаются морозному выветриванию. Морозное выветривание происходит интенсивно в весенне-осенний период, когда температура колеблется около 0 ºС (точка замерзания пресной воды). Днем снег и лед подтаивают, и вода просачивается в поры и трещины горных пород. Ночью вода замерзает и увеличивается в объеме на 9 %. 
Возникающего при этом давления вполне достаточно для разрушения пород, ослабленных трещинами. Образовавшийся в породах лед расклинивает их или вызывает морозное вспучивание.
В аридном климате роль своеобразных клиньев могут выполнять растущие в порах и поперек трещин кристаллы солей, которые выпадают при испарении подходящих к дневной поверхности подземных вод. Такое же механическое действие на горные породы оказывает корневая система деревьев. Продуктами физического выветривания являются: глыбы, щебень, дресва, песок.
11. Химическое выветривание.
Химическое выветривание– это химические реакции минералов с кислородом воды и воздуха, углекислым газом, органическими кислотами с образованием новых минералов, устойчивых в условиях земной поверхности. В отличие от глубинных частей земной коры поверхностные условия характеризуются низкой температурой и давлением, избытком кислорода и углекислого газа. Важную роль в процессах химического выветривания играют поверхностные воды. Они также как и гидротермы, циркулирующие в земной коре, имеют слабощелочную или слабокислую реакцию. Повышенная концентрация водородных ионов, обусловливающая слабокислую реакцию воды, особенно характерна для экваториальных и субэкваториальных лесов. Поверхностные воды этих природных зон отличаются более высокой температурой, содержат гуминовые кислоты и углекислоту, образующиеся за счет разложения органических остатков. Количественно кислотность и щелочность среды характеризуется показателем РН, значения которого равны взятому с обратным знаком десятичному логарифму концентрации водородных ионов. У воды с нейтральной реакцией РН равно 7, с кислой – меньше 7, со щелочной – больше 7.
Органические кислоты, содержащиеся в природных водах, способствуют образованию почв. Почва – агрегат минеральных и органических веществ, а также воздуха и воды, способный поддерживать рост растений. Почвы формируются в результате выветривания на месте или из рыхлого материала, перенесенного из других мест. На их формирование влияют: растительность, климат, рельеф, состав пород, время формирования. Наиболее плодородный слой почв называется гумус.
Процессы, протекающие при химическом выветривании можно свести к следующим реакциям – окислению, гидратации, растворению и гидролизу.
Окисление минералов связано с присоединением к ним кислорода, растворенного в воде и, в меньшей степени, кислорода воздуха. Наиболее сильно процессам окисления подвергаются минералы, образовавшиеся в условиях недостатка кислорода и содержащие закисные соединения железа, марганца, кобальта.
К ним относятся в частности железомагнезиальные силикаты, образующиеся в результате кристаллизации магмы. В условиях избытка кислорода, содержащиеся в этих минералах закисные соединения переходят в окисные. Кроме того, в поверхностных условиях процессам окисления интенсивно подвергаются сульфиды. 
Гидратация – процесс связывания частиц растворимого в воде вещества с молекулами воды. Этот процесс может ограничиваться закреплением молекул воды на поверхности отдельных участков кристаллической решетки минерала. Такая вода называется гидратной, а образовавшиеся минералы – гидратами. Реакции гидратации большей частью обратимы. Обратная реакция отсоединения воды называется дегидратацией. Гидратная вода, входящая в структуру кристаллической решетки минерала, называется кристаллизационной, а минералы –кристаллогидратами. Особенно легко образуются кристаллогидраты различных солей. Растворение наиболее интенсивно протекает в осадочных горных породах, а именно – хлоридных, сульфатных и карбонатных. В результате образуются специфические карстовые формы рельефа (пещеры, карстовые воронки).
Гидролиз – реакция обменного разложения между водой и различными химическими соединениями, способными под действием молекул воды расщепляться на более низкомолекулярные соединения с присоединением ионов (Н+ и ОН-) по месту разрыва связей. К числу соединений, способных подвергаться гидролизу, принадлежат силикаты и алюмосиликаты.
12. Кора выветривания.
Совокупность продуктов выветривания, которые слагают самую верхнюю часть литосферы, называется корой выветривания. При выветривании происходит закономерная дифференциация вещества: на приподнятых, хорошо дренируемых (промываемых атмосферными водами) участках, большая часть минералов остается на месте. Эти остаточные, несмещенные продукты выветривания представляют собой один из важнейших генетических типов континентальных образований, называемыйэлювием, который слагает на исходных породах кору выветривания.
  Б.Б. Полынов и И.И. Гинзбург установили, что формирование коры выветривания происходит в определенной последовательности. Ими выделены четыре стадии выветривания: 1) обломочная, 2) сиаллитная обызвесткованная, 3) кислая сиаллитная, 4) аллитная.
          Обломочная стадия характеризуется преобладанием механического дробления, в результате которого накапливаются обломки первичных пород, так называемый обломочный элювий.
  Сиаллитная обызвесткованная стадия обозначается так по названию элементов силициума и алюминия, входящих в состав минералов, образующихся на этой стадии. В эту стадию начинается химическое выветривание. Происходит вытеснение катионов щелочных (калия, натрия) и щелочноземельных (кальция, магния) металлов, образующих растворы карбонатов и бикарбонатов, а также гидратация силикатов и алюмосиликатов. В условиях влажного и теплого климата карбонаты выносятся текучими водами в моря. В условиях сухого климата они остаются на месте, в результате чего на обломках пород образуются карбонатные пленки и корочки –обызвесткованный элювий. 
На этой стадии полевые шпаты превращаются сначала в слюды, а затем в результате гидротации – в гидрослюды.
          Кислая сиаллитная стадия характеризуется частичным выносом кремнезема, в результате чего гидрослюды превращаются в глинистые минералы (в частности в каолинит). Каркасная кристаллическая решетка полевых шпатов на этой стадии окончательно превращается в слоевую, характерную для глинистых минералов. В итоге исчезают текстурно-структурные признаки первичной породы. Образуется сиаллитный элювий – глины.
          Аллитная стадия характеризуется разложением алюмосиликатного ядра с образованием оксидов и гидроксидов алюминия, кремния, железа – наиболее устойчивых химических соединений для поверхностных условий. Образуетсяаллитный элювий.
          Полностью сформировавшаяся кора будет иметь следующий профиль (снизу вверх):
1) горизонт – обломочный (слабо измельченная порода);
2) горизонт – гидрослюдистый;
3) горизонт – каолинитовый пятнистый (пятна образованы гидроокислами железа);
4 горизонт – латеритовый (аллитный).
Эта обобщенная схема, однако, существенно меняется в различных природных зонах. В условиях арктического и субарктического климата, а также в пустынях и зоне высокогорья в результате физического выветривания формируется лишь обломочный горизонт. Химическое выветривание здесь практически не проявляется – в нивальном (снежном) климате из-за низких температур, а в пустынях из-за отсутствия воды. Мощность коры выветривания в этих районах наименьшая (первые метры), и соответственно почвенный слой развит очень слабо. В частности, тундровым почвам свойственно небольшое содержание перегноя при мощности почвенного профиля 20–30 см.
13. Стадия диагенеза.
Диагенез-процесс направленный на физико-химичское уравновешивание системы в условиях низкой температуры и давления. Диагенетические преобразование происходят в открытой системе со свободным привносом и выносом различных компонентов. В верхней части обновлденного слоя осадков распологается тонкая окислительная пленка. Бактерии разлагают жиры, белки и углеводы, формируя из них гуминовые кислоты и газообразные компоненты. Поровые р-ры вост-ют поливалентные хим элементы осадка и содержат растворенные карбонаты, фосфаты и глинистые компоненты. При воздействии восстановленных поровых р-ров окислительная пленка исчезает. В осадке происходит переход в-ва из тех форм в которых она поступала в осадок в новые формы , приспособленные к новой среде. Первоначальные формы- грунтовый р-р- диагенетические компоненты.Осн процессы диагенеза: Уплотнение осадка,дегидратация, кристаллизация и перекристаллизация, минеральные новообазования.
14. Литогенез. Типы литогенеза.
 формы разл. своеобразного течения литологического процесса на седиментационной и диагенетическойстадиях, приводящего к возникновению существенно различных совокупностей г. п. В 1956 г. Страховым быловведено понятие тип осад. процесса, к 1960 г. расширенное им до понятия Т. л. Различают 4 Т. л.: ледовый,гумидный, аридный и вулканогенно-осад. Первые три обусловлены климатическими факторами: сочетаниемтемпературы и влажности. Так, ледовый тип возникает на участках континентов, где средняя ( годазначительно ниже 0°, а количество осадков преобладает над испарением. В этих условиях вода существуетпрактически лишь в твердой форме, хим. и биогенные процессы подавлены и осадки имеют чистообломочный характер, притом без заметных признаков сортировки. Гумидный тип характерен для влажныхклиматов, когда средняя температура в течение целого года или, по крайней мере, части его выше 0% асумма атмосферных осадков превышает испарение; это — зоны тропического (экваториального),субтропического влажного, умеренно влажного и бореального климата. Наличие температур выше 0°разрешает существование воды в жидком виде и тем самым создает возможность течения разнообразныххим. и биохим. процессов, а также явлений дифференциации веществ как механической, так и хим. и биохим.Кроме того, сложно протекающая стадия седиментогенеза сопровождается в гумидном литогенезе не менеесложно протекающей стадией диагенеза. Типы г. п., возникающих при гумидном литогенезе, весьмаразнообразны. Весьма характерным для него образованием является более или "менее развитая коравыветривания с каолиновым, а иногда (в тропиках и субтропиках) глиноземным горизонтом (латеритный типкоры). Из аллотигенных п. кварцевые пески выделяются с россыпями циркона, магнетита, монацита и др. м-лов и каолиниты; из аутогенных п. и руд — бокситы, разнообразные железные и марганцевые руды, угли,кремнистые п.; с ними асс. ряд микроэлементов: накопления U в горючих сланцах, иногда целестина (в глау-конитовых п.), Со, Ni, Cu, Mo, Pb, Zn — в марганцевых рудах. Аридный тип литогенеза возникает присочетании среднегодовых температур выше 0° с преобладанием испарения над суммой осадков. Этосочетание приводит к тому, что на водосборных площадях хим. выветривание подавляется механическим, вводоемах же — как озерных, так и морских — развивается прогрессирующее осолонение,достигающее впределе эвтонических растворов. В обл. аридного литогенеза полностью отсутствует сколько-нибудь развитаякора хим. выветривания, в водоемах же быстро наступает галогенная седиментация (см. Галогенез).Вулканогенно-осад. литогенез развивается на участках вулк. деятельности, наземной и подводной; порождаетспецифический набор г. п. — лав, туфов, туфобрекчий, а также хим. и биохим. осадков, возникающих за счетэксгаляции и гидротерм: Fe и Мn руд, яшм, фтанитов, руд Сu, Рb, Zn и др. Локализация на поверхности Земликлиматических типов литогенеза строго закономерна и контролируется глобальной циркуляцией атмосферы.В экваториальной зоне подымающийся вверх и охлаждающийся воздух порождает обилие дождей иодновременно наиболее развитую модификацию гумидного типа литогенеза. В зонах барических максимумов,окаймляющих тропическую влажную зону с севера (20 — 35° с. ш.) и юга (20 — 35° ю. ш.), где сухой воздухвысоких слоев атмосферы частично опускается вниз — возникают зоны аридного литогенеза. В средних ивысоких широтах, вне аридных полос, где наблюдается взаимодействие тяжелых и влажных воздушных массприполярных участков с более теплым воздухом сухих обл. (зона циклонов) , вновь развивается гумидный Т.л., но в менее отчетливой форме, так сказать, недоразвитой, особенно по мере перехода в более высокиешироты. Интразональный вулканогенно-осад. тип литогенеза развивается на наиболее подвижных ипроницаемых для магмы участках литосферы, преимущественно в геосинклиналях, в настоящее время гл.обр. по периферии океанов (особенно Тихого) и в его внутренних частях (рифтовых зонах)
15. Осадочная дифференциация вещества.
Сущность осадочной дифференциации заключается в том, что под влиянием механических, химических, биологических и физико-химических процессов происходит рассортировка осадочного материала или избирательное выделение в твердую фазу растворенных и газообразных веществ с последующим переходом отделившихся однородных продуктов в осадок. Главнейшие внешние факторы, регламентирующие течение осадочной дифференциации, следующие: рельеф, поверхность суши и дна водных бассейнов, климат; агент переноса; режим движения среды переноса (замедление, ускорение, пульсация скорости); количество областей питания осадочным материалом и расстоянии от них до места накопления; соленость вод и количественного соотношения растворенных компонентов; рH и Eh среды и наконец – жизнедеятельность организмов.
Поэтому выделяют 4 типа осадочной дифференциации: механическую; химическую; биогенную и физико-химическую. Механическая дифференциация – наиболее яркий способ рассортировки материала. Она происходит при транспортировке и осаждении обломков горных пород и минералов, скелетных останков организмов и отмерших частей растений. Сначала отлагаются более крупные обломки, затем средние и более мелкие. На осаждение частиц влияет и их форма. Наибольшей транспортабельностью обладают обломки таблитчатой и чешуйчатой формы, поэтому в осадке вместе с пелитовыми и алевритовыми частицами нередко встречаются таблички и чешуйки слюды более крупного размера. Химическая дифференциация - это совокупность химических процессов, происходящих в гидросфере, вызывающих последовательный переход растворенных веществ в твердую фазу и осаждение возникших продуктов в бассейне седиментации. Основные продукты химической дифференциации отличаются простотой состава – это, главным образом простые окислы, соли угольной, серной и соляной кислот, состоящие из 2-3 элементов. Выделение растворенных веществ в твердую фазу происходит под влиянием внешних факторов (температура, давление, солевой состав, газовый режим, pH и Eh среды), эффективность воздействия которых в значительной мере контролируется тектонической обстановкой и климатическими условиями. При постоянстве внешних факторов и химической характеристики природных вод, между осадком и растворенными веществами устанавливается равновесие. Изменение физико-химической обстановки влечет за собой выпадение веществ в осадок, либо разрушение последнего. Биогенная дифференциация – заключается в избирательном превращении растворенных и газообразных компонентов в минеральные скелетные образования или органические ткани в результате жизнедеятельности организмов. Этот вид дифференциации происходит на суше и в водной среде. После отмирания животных и растительных организмов их остатки переходят в осадок, распределяясь по дну бассейна седиментации в соответствии с влиянием факторов механической дифференциации. Благодаря дифференциации этого типа накапливаются огромные толщи органогенных известняков, создаются рифовые постройки, накапливается органическое вещество – материал для образования каустобиолитов нефтяного и угольного ряда. Физико-химическая дифференциация – присуща исключительно коллоидальному материалу. Она осуществляется в водной среде под воздействием физико-химических сил, вызывающих укрупнение частиц вследствие коагуляции коллоидных растворов и явлении сорбции. Распределение выпавшего в осадок материала контролируется факторами механической дифференциации.
16. Периодичность осадконакопления.
Повторяемость слоев и осадочных комплексов (пачек, толщ, формаций) в истории Земли происходит на фоне общего поступательного развития планеты и называется периодичностью осадконакопления. Периодичность имеет различные масштабы. Чередуются тонкие (сантиметры и их доли) слои и литологические комплексы (толщи в десятки метров), состоящие из целого набора пород, залегающие в определенной последовательности. Высшую форму периодичности по Л.В. Пустовалову составляют осадочные формации, достигающие мощности в сотни и тысячи метров. Разномасштабность послужила основанием для выделения периодичности низшего и высшего периодов. Периодичность низшего порядка называют ритмичность, а высшего – цикличность, однако единства в терминах нет. Наиболее простое проявление ритмичности – чередование слойков двух каких-либо пород (например, аргиллита и алевролита). Ритм может состоять из нескольких (трех и более) слойков и слоев с суммарной мощностью до 1м и более. Количество элементарных ритмов может быть очень большим. Ярким примером такой ритмичности является флиш, в составе которого преобладают терригенные (песчаные, алевритовые, глинистые) и карбонатные (известняки, мергели) породы суммарная мощность может достигать нескольких сотен и даже первых километров. Среди причин, вызывающих ритмичность следует назвать сезонные, годичные и многолетние изменения климата, связанные с циклами солнечной активности: 11, 22, 35, 105, 150 лет и более. На периодичность низших порядков влияют также изменения климата, связанные с периодичностью изменения ориентировки земной плоскости ее орбиты (~40тыс. лет), а также землетрясения и оледенения. Периодичность высших порядков во временном понимании охватывает значительные отрезки времени геологической истории – каждый элемент периодически составляет от десятков тысяч до десятков и даже сотен миллиардов лет. Элемент периодичности высшего порядка – цикл, может состоять из десятков и сотен слоев и пластов, суммарной мощностью до 1-2км или более. По представлению Л.В. Пустовалова периоды осадконакопления продолжительностью 150-200млн. лет разделяются крупнейшими тектоническими фазами – калейдонской, герцинской и альпийской. Это отражает закономерность периодичности, – чем выше порядок, тем менее она выражена. Одна из основных ее причин – эволюция осадочного процесса. Первопричиной периодичности высшего порядка считают возмущающее влияние центральных масс Галактики на Солнечную систему. Происходящие в результате этого изменения формы орбиты, скорости движения, активности физических процессов на Солнце, влияют на параметры движения, тектоническую активность и климат Земли. Последние, в свою очередь, вызывают изменение условий седиментогенеза и состава откладывающихся осадков.
17. Эволюция осадконакопления.
Эволюция осадконакопления в истории Земли — изменение формы осад. процесса от древнейших эпох геол. истории до новейших. Впервые эта идея была высказана Вальтером (Walter, 1893), но касалась только эволюции биогенных пород, обусловленной сменой группой организмов. В СССР же дан первый синтез представлений об эволюции осад. процесса в целом (Страхов). Концепция, разработанная Страховым, основана на признании того, что необратимая эволюция осад. процесса теснейшим образом связана с развитием внешних оболочек Земли — гидросферы, биосферы и атмосферы. Наиболее отчетливо следы эволюции проявляются в гумидном типе. Выделяются 4 этапа внешних геосфер и литогенеза. Начальный, или азойский, этап воссоздается чисто гипотетически. Зонная плавка верхней мантии поставляла в это время на поверхность Земли расплавленную лаву и пепел, при дегазации которых пары воды, конденсируясь, образовали первичный океан, а газы — первичную атмосферу. В этот этап накапливались почти исключительно лавы, пеплы, частично терригенный материал, полученный хим. и физ. Выветриванием. Второй, археозойский - тап эволюции внешних геосфер и литогенеза. Выветривание континентов постепенно обогащало гидросферу бикарбонатами Са, Mg, Fe, Mn и вода приобрела хлоридно-карбонатный тип, оставаясь кислой за счет обилия CO2. Зарождается жизнь, но в виде организмов хемосинтетиков, еще не способных к фотосинтезу и потому слабо воздействующих на геохимию гидросферы. Литогенез продолжает быть главным образом вулканогенно-осадочный, но появляются и собственно осадочные породы (хемогенные), связанные с выветриванием литосферы: джеспилиты, бокситы и первичные карбонатные породы, вероятнее всего, доломиты. Третий, протерозойско-рифейский, этап начался с возникновения фотосинтеза, что коренным образом изменило всю обстановку осадочного процесса. Атмосфера в это время быстро обогащается кислородом. В осадконакоплении впервые появляются горные породы, обогащенные органическим веществом (шунгиты). Появляются органогенные водорослевые известняки и доломиты, кремнистые породы, а также более или менее крупные месторождения фосфоритов. Четвертый, современный, этап развития геосфер и осадконакопления охватывает время от начала кембрия доныне. Главными решающими событиями, определившими облик седиментации этого этапа, являются: резкое разрастание платформ и, следовательно, континентальных участков, и переход жизни из морей на сушу.
18. Стадия катагенеза.
Катагенез — основная стадия в жизни осадочных пород. Она начинается после диагенеза и продолжается до наступления стадий метагенеза или гипергенеза. Продолжительность стадии катагенеза колеблется в широком диапазоне, что определяется особенностями геологического развития территории.
Процессы катагенеза: уплотнение порды(растворение по принципу Рикке-минералосодержание становиться неравновесным, за счет растворения минералов. Минералы уходят в зону более меньшего давления. Уменьшается объем зерен, но растет их плотность), дигидратация (переход монтмориллонита в гидрослюду), минеральные новообразования( кальцит, доломит, кварц) ,растворение, переккристализация( укрепление зерен).
Стадии катагенеза: начальный катгенез- голины,пластичные, полиминеральные, присутствует монтмориллонит; песчаные породы слабосцементированные, высокопористые. Распространены бурые и каменные угли низкой степени метаморфизма. Глубина 1-3 кмСредний катагенез(мезакатагенез) в углях исчезают кислоты, содержание углерода достигает 75% нижняя граница 3-7 км.
Конечный катагенез: глинистые породы переходят в аргиллит, появляются слюда и хлорит. Нижняя граница 3-15 км.
19. Стадия метагенеза.
Метагенез-это прцесс глубокого минералогического и структурного изменения пород под влиянием повыш. температуры и давления. При участии растворов.1)глинистые мин-ы слоевую воду и достигают более высокой степени окристализованности.2) гидрокстидные соединения содержащие структурированную воду (гипс переходят в безводные оксиды)
3) происходит значительное растворение и перекристаллизация под влиянием высокого давления( исчезают первичные структурные признаки пород)
4) происходит массовое окварцевание или альбитизация переферитных участков зерен ПШ перекристаллизация зерен кварц.
5) переход гидрослюд в серицид,каолинита в диннит, хлорита в магнезиалдьный хлорит, хлоритизация и серитизация биотита.
6) в карбонатных породах происходит перекристаллизация и укрепление зерен.
20. Состав осадочных пород.
Составные части осадочных пород.
Космического материала представлен в основном тонким материалом - шариками двух типов: 1) черными, блестящими, магнитными, диаметром меньше 0,2 мм, состоящими из самородного железа или сплава с магнетитовой оболочкой, и 2) бурыми, более крупными (в среднем 0,5 мм), с менее гладкой, исчерченной поверхностью, часто со сферолитоподобной структурой, подобной хондровому веществу метеоритов, состоящими из бронзита, анортита или оливина, т.е. имеющими в составе силикаты. Крупные метеориты - металлические или силикатные - составляют небольшую часть космического материала. Вулканические компоненты - уже заметная часть осадочных пород (до 2-3% объема), причем они не остаются на уровне компонентов, а поднимаются выше по лестнице организации вещества и образуют самостоятельные горные породы - туфы, химические руды железа и марганца, кремни, серу и т.д., - их пачки и даже формации, обычно смешанные, магматически-осадочные, а именно - вулканогенно-осадочные (например, лавово-туфовые). Терригенные компоненты - обломки осадочных, магматических и метаморфических пород - литокласты (седи-, магмо-, и метакласты), кристаллокласты и витрокласты. Литокласты невоможно перечислить, но главнейшие из них - обломки глинистых, карбонатных, кремневых, песчаных и туфовых пород, а также базальтов и других эффузивных, гранитов и других интрузивных пород, кварцитов, сланцев, гнейсов и других метаморфических пород. Эдафогенные (греч. "эдафос" - дно), или дном рожденные, компоненты стали выделяться сравнительно недавно и еще изучены недостаточно, что связано с трудностью их наблюдения. Хотя на дне морей в основном идет седиментация, но все больше наблюдаются и процессы кластирования и переотложения, что давно установлено в ископаемых морских толщах. Одни биогенные компоненты можно было бы отнести к терригенным, например растительные, другие - к мотогенным, т.е. образовавшимся при переносе (нектонные, планктонные, их копролиты, передвигающийся бентос), а третьи формируются на месте - прикрепленные на суше (растения) и в море (кораллы, водоросли, губки и т.д.). Но в целом эта группа компонентов настолько специфична и важна, что ее необходимо выделить из всех других, расчленив на два типа - терригенные и мариногенные. Химические компоненты, рождающиеся в гидросфере при пересыщении истинных растворов или коагуляции коллоидных, исключительно важны как в научном, так и в практическом отношении и образуют не только осадки - породы, но и толщи - формации: эвапоритовые (солевые) , карбонатные, железорудные, кремневые и др.
21. Аллотигенные минералы осадочных пород.
АЛЛОТИГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ
 – минералы, образовавшиеся ранее горной породы, в которой они находятся, принесенные извне. Обычныекомпоненты осадочных пород, терригенных и вулканогенных. Аллотигенные минералы в осадках являютсяносителями ориентационной остаточной . магнитные минералы осадков и осадочныхпород.
22. Аутигенные минералы осадочных пород.
 минералы осадочных пород, образовавшиеся в процессе седиментации или последующихпреобразований осадка на месте его захоронения. А. м. противопоставляются терригенным минералам, т. е.обломочным минералам, приносимым в среду седиментации извне, обычно из областей размыва наконтиненте. А. м. отличаются часто хорошей кристаллической формой. Аутигенными являются различныекарбонаты, растворимые соли, рудные минералы, кварц (отчасти), барит, целестин, полевой шпат, цеолиты,иногда некоторые глинистые минералы. А. м. могут служить указанием на условия седиментации осадочнойгорной породы, а также на процессы её последующего изменения.
23. Текстуры осадочных пород.
Текстуры. Текстура-особенности сложения,строения ГП с характерным закономерным расположением частей,сотавл каждую породу.. Текстуры поверхности слоя возникают на поверхности осадка при кратковременном изменении состояния среды осадконакопления, при выпадении осадков и жизнедеятельности организмов
Знаки ряби представляют собой систему параллельных валиков на поверхности осадка, перпендикулярных направлению водного или воздушного потоков (см. рис. 93). Они образуются на поверхности песчаных, алевритовых, глинисто-известковых и доломитовых осадков.
Трещины, усыхания образуются в глинистом или известковом осадке, накопившемся в водной среде при последующем высыхании его на воздухе. Заполнены полости трещин инородным материалом.
Отпечатки капель дождя и града представляют собой округлые углубления с бортиками по периферии. Диаметр отпечатков до 12—15 мм (для града иногда и больше), глубина до нескольких миллиметров.
Следы выделения газов
Следы жизнедеятельности животных
Знаки связанные с деформацией поверхности осадка
Внутрислоевые текстуры весьма многообразны. Наиболее распространены среди них слоистые и массивные, реже встречаются текстуры, связанные с жизнедеятельностью организмов(биогенные), с оползневыми и другими явлениями.Массивная текстура характеризуется беспорядочным расположением в породе ее составных частей. Благодаря этому порода имеет одинаковые физические свойства в различных направлениях. При расколе образуются обломки неправильной формы.
Слоистые текстуры обусловлены чередованием
слоев нескольких разностей осадочных пород. Слоистость может быть вызвана резким изменением размера обломочных частиц или вещественного состава пород, одинаковой ориентировкой осадочного материала, наличием в неслоистой толще на одном стратиграфическом уровне осадочных образований, отличающихся от вмещающих пород (конкреций, скоплений органического вещества, раковин и т. п.) и дрГоризонтальная слоистость — типичная текстура осадочных пород. Она проявляется в том, что элементарные слои ориентированы параллельно друг другу и плоскостям наслоения
Косая слоистость менее распространена, чем горизонтальная. Она встречается преимущественно в песчаниках, алевритовых и карбонатных породах.Текстуры подводного оползанияТекстуры биогенные
24. Структуры осадочных пород.
Структура-комплекс особенностей,связан с морфологией мин зерен ,степени их кристалличности и взаимным расположением.особенности ее строения определяемые формой и размером составных части.
Обломочные гп хар-ся структурами, отличаются по размерам обломочного материала: псефитовую, псаммитовую( песчаную), алевритовую, пелитовую.
Для хемогенной единая классификация структур не существует, часто классифицируют по размеру и форме агрегатов: крупно- средне- микрозернистые структуры, а по форме волокнистые, оалитовые, фсеролитовые.
Для биогенных определяется положением и степенью сохранности. Биоморфную,у которой органические остатки имеют хорошую сохранность.Для глинистых пород структуры бывают пелитовая-1/100 мм, олевритоперитовая-5-50% олевриитовой примеси, псамопелитовая-5-0% песячаного материала
25. Классификация осадочных пород.
Обломочные: грубообломочные (обломки крупнее 1 мм); песчаные (обломки "8,1—0,1 мм); алевритовые (обломки 0,01— 0,1 мм); пелитовые (обломки мельче 0,01 мм); вулканогенно-осадочные.Глинистые: полиминеральные; гидрослюдистые; каолинито-вые; монтмориллонитовые
Хемогенные и биогенные: алюминистые; железистые; марганцовые; кремнистые; фосфатные; карбонатные; сульфатные; галоидные.Каустобиолиты: каменные угли; нефти; озокериты; ас-фальты; горючие сланцы.
Класс обломочных пород выделен на основании того, что их главная составная часть — продукты механического разрушения — обломки горных пород и минералов. Глинистые породы выделены в самостоятельный класс вследствие специфики генезиса их составных частей — химического разложения алюмосиликатов, сопровождающегося образованием глинистых минералов, переотложения глинистых минералов, освободившихся при выветривании глинистых толщ и тончайшего механического раздробления химически стойких минералов. Хемогенные и биогенные породы объединены в один класс. Основанием для этого послужило то, что и те и другие могут иметь одинаковый химический и минеральный состав, при этом хемогенная и биогенная (минеральная) части часто находятся совместно и в случае тонкого раздробления биогенная часть неотличима от химической. К классу каустобиолитов относятся биогенные породы, состоящие из продуктов преобразования органического вещества.
26. Обломочные породы. Общая характеристика, классификация.
Обломочные породы — одни из основных представителей осадочных образований и составляют около 20 % объема осадочной оболочки Земли. Классификации обломочных пород базируются на минеральном составе и структуре обломков. Чаще применяются классификации, в основу которых положены структурные признаки— размер и форма обломков.
Классификация обломочных осадков по размеру зерен: валуны, галька, гравий, гранула, грубозернистый песок, крупнозернистый песок, средне-, мелко-, тонко-, крупнозернистый алеврит, средне-, тонкозернистая,глина.
Классификация обломочных пород: грубообломочные 1-1000мм и более (гравий, галька, валуны, глыбы), песчаные 0,1-1 мм (крупнозернистые 0,5-1 , мелкозернистый 0,1-0,25 мм), алевритовые0,01-0,1 мм (крупнозернистые 0,5-0,1 мм, среднезернистые 0,025-0,05 мм, мелкозернистые 0,01-0,025 мм), пелитовые меньше 0,01 мм.
27. Грубообломочные.
грубообломочные
Обломочные породы, в которых присутствует свыше 25 % обломков размером > 1 мм по длинной стороне, принято называть грубообломочными. Глыбовые породы встречаются исключительно в горных районах. Их возникновение связано с крупными землетрясениями, сопровождающимися обвалами.
Валунные породы состоят из крупных обломков (100— 1000 мм) слабо сцементированных песчано-глиннстым материалом.
Галечные и щебеночные породы представляют собой скопление продуктов механического разрушения различных горныхпород— магматических, метаморфических, осадочных. Основные по значимости в них обломки размером 10—100 мм, содержание которых более 25 %. Щебеночные породы — щебенка и брекчия, отличаются-аруг от друга тем, что в первых обломки несцементированьт, а во вторых — сцементированы.
Галечные породы — галечник и конгломерат (рис. 34) отличаются друг от друга тем, что первый представляет собой скопление несцементированных галек, а второй — сцементированных.Дресвяные и гравийные породы слагаются обломками различных пород и реже—минералов с преобладающим размером 1—10 мм. Дресвяные породы состоят преимущественно из дресвы — остроугольных обломков, а гравийные — из окатанных
28. Песчаные породы.
Песчаные породы — одни из наиболее распространенных среди обломочных осадочных образований. Они состоят на 50 % и более из частиц величиной 0,1 —1,0 мм. В соответствии со схемой классификации выделяют крупно-, средне- и мелкозернистые песчаные породы. Обстановки накопления песчаных пород прибрежно-морская, глубоководно- морская, аллювиальная(речная) , озерная, дельтовая, водно- ледниковая, эоловая.
29. Алевритовые породы.
алевритовые породы, как и песчаные, относятся к числу широко распространенных осадочных образований. Их основная часть, составляющая 50% и более -обломочн частицы велич 0,01-0,1мм.сыпуч и слабосцемент-алевриты,а крепкие, сцемент-алевролиты.выдел:крупно-,средне-,мелко-зернистые.устойч мин-лы:кварц, мусковит,халцедон,присутсв глинист материал,оксиды и гидроксиды железа. Алеврит П наиболее распростр в морских,озерных,речных и эоловых зонах.
30. Глинистые породы.
Глинистые породы — одни из самых распространенных осадочных образований. По объему они составляют до 60 % всех осадочных горных пород. Их главнейшие составные части — глинистые минералы и тонкодисперсный обломочный материал— пелит (размер частиц <0,01 мм). Глинистые частицы в основной своей массе имеют размер менее 0,004 мм. Глинистые минералы, участвующие в строении осадочных горных пород, имеют различный генезис.
В природных условиях существует много видов глинистых пород, различающихся по-составу, строению, генезису, физическим признакам и оптическим свойствам. Поскольку их основные компоненты глинистые минералы, естественно, что названия пород определяются наименованием преобладающих в них минералов, например каолинитовыс глины, монтмориллонито-вые глины и т. д. В глинистых породах обнаружены почти все химические элементы. Оксиды кремния и алюминия в сумме составляют не менее 70%. Глинистые породы обладают рядом свойств и признаков, отличающих их от остальных осадочных образований. Глины могут размокать в воде, во влажном состоянии им свойственна пластичность-—способность под влиянием внешних сил преоб-ретать различную форму
Глины способны поглощать воду преимущественно пресную и за счет этого значительно увеличиваться в объеме. При высыхании они растрескиваются, а в некоторых случаях превращаются в мелкую щебенку.
Каолинитовые глины образуются в результате выветривания алюмосиликатов при образовании кор выветривания, и в частности за счет полевых шпатов.
Гидрослюдистые глины распространены значительно шире, чем каолинитовые и монтмориллонитовые. Помимо лелитовой части в них содержатся в виде примесей алевритовый и иногда песчаный материал, а также соединения железа, карбонаты кальция, магния и другие соли. В гидрослюдистых глинах также могут присутствовать другие глинистые минералы — монтмориллонит, каолинит, хлорит.
Полиминеральные глинистые породы пользуются наибольшим распространением среди глинистых образований. В их составе имеются различные глинистые минералы, среди которых преобладают гидрослюды. Эти породы возникают в результате переотложения продуктов механического разрушения терригенных образований, в том числе глинистых и коры выветривания.
31. Минеральные типы глин.
ТИПЫ ГЛИН МИНЕРАЛЬНЫЕ —
определяются совокупностью слагающих их компонентов; при наименовании типа в первую очередьучитывается преобладание того или иного из глинистых м-лов. По минер. составу фракций < 0,001 ммразличают мономинеральные (каолинитовые, гидрослюдистые, монтмориллонитовые и др.) иполиминеральные типы. Мономинеральные глины наиболее тонкодисперсные, распространены сравнительноредко (элювиальные, озерные, лагунные, морские) и являются наиболее ценными для промышленности.Полиминеральные глины характеризуются смешанным составом фракций < 0,001 мм; наиболее широкораспространены в природе в отл. самых разл. фаций.
32. Аргиллиты и глинистые сланцы.
Аргиллиты – твердые, сцементированные глинистые породы, не размокающие в воде, которые образуются при уплотнении, дегидратации и цементации глин в условиях литогенеза погружения осадочных толщ. Глинистые сланцы – это продукты более интенсивного преобразования пород на больших глубинах. Имеют плитчатое строение и легко разделяются по плоскостям на от-дельные плитки. Образуются в условиях глубокого катагенеза и метаганеза пород
33. Вулканогенно-осадочные породы.
Вулканогенно-осадочные породы весьма разнообразны по составу и строению. К ним относят породы, состоящие из продуктов вулканической деятельности смешанных с обломочным, хсмогенным, биогенным или глинистым материалом. Некоторые исследователи относят к вулканогенно-осадочным тсфро-генные породы, представляющие собой перемытый вулканический туф, а также гиалокластические' породы, представленные гравелитами, песчаниками, алевролитами, состоящими в основном из осколков базальтового стекла, образовавшегося из лав, излившихся под водой.
По соотношению между вулканогенной частью и осадочным материалом различают: туфы, в которых наряду с основой — вулканическим пеплом, присутствует до Ш % осадочного материала; туффиты — состоящие на 50—90% из вулканогенного и на 10—50% из осадочного материала; туфогенные породы — сформированные, в основном, осадочным материалом (50— 90%) и содержащие 10—50% вулканогенной части. Горные породы, в которых вулканогенный материал составляет менее 10%, а основа — обломочная, хемогенная, биогенная или глинистая части, относят к осадочным.
Размер и форма вулканогенных частиц могут быть различными, в связи с этим деление пород, состоящих из вулканогенной и обломочной частей производится как и обломочных осадочных— туффитовый или туфогенный песчаник (гравелит, алевролит и т. д.).
34. Карбонатные породы. Общая характеристика.
Карбонатные породы, вслед за глинистыми и песчано-алев-ритовыми, относятся к числу наиболее распространенных. По оценке разных авторов они составляют 15—20 % всей массы осадочных образований. Основные составные части карбонатных пород—кальцит (СаСО3) и доломит (CaMg(CO3)2).
Известняк —одна из наиболее распространенных карбонатных пород. Их основная составная часть — кальцит. Главнейшие примеси в известняках представлены доломитом, магнезитом, глинистыми минералами, тонкодисперсным органическим веществом. Известняки имеют различное строение. Среди седименто-генных текстур обычны массивная и слоистая. Вторичные текстуры— стилолитовая, сутурная и более редкая —фунтиковая.
По генетическим признакам различают три подгруппы известняков: биогенные, хемогенные и обломочные.
Биогенные известняки начиная с палеозойского времени пользуются преобладающим распространением. Они состоят в значительной части (более 30%) из кальцитовых, реже ара-гонитовых раковин, их обломков, скелетных образований кораллов, криноидей и других организмов, внутренних слепков раковин, остатков окаменевших водорослей, сложенных кальцитом.
Биогенно-обломочные (органогенно-обломочные) известняки представляют собой породы, состоящие из обломков и осколков раковин, а также других скелетных образований. Сцементированы органогенные остатки хсмогенным кальцитом. Структура хемогенного кальцита различна, однако имеется тенденция перехода микрозернистых и тонкозернистых разностей кальцита в более крупнозернистый с увеличением глубины за- легания пород.
Биогенно-обломочные карбонатные породы образуются засчет материала, перенесенного течениями и волнениями.
Хемогенные известняки слагаются преимущественно хемо-генным кальцитом, хотя в них могут присутствовать кальцитовые и арагонитовые остатки фауны и флоры. В качестве примесей в хемогенных известняках возможно присутствие алеврита, песка, глинистых частиц и обугленного тонкодисперсного органического вещества.
Обломочные известняки состоят на 50 % и более из обломков известняков более древнего возраста, в различной степени окатанных. Кроме того в них могут присутствовать обломки, раковин, несущие следы транспортировки, а также оолиты, песчаный, алевритовый и глинистый материал. Цементируются составные компоненты породы кальцитом
35. Известковые (кальцитовые) породы.
36. Органогенные карбонатные породы.
Это одна из наиболее широко распространенных разновидностей. Они сложены раковинами бентонных криноидей, водорослей, кораллов и других донных организмов. Значительно реже известняки возникают за счет скопления раковинок планктонных форм.
Типичными представителями органогенных известняков являются рифовые (биогермные), известняки, состоящие в значительной части из остатков рифообразующих организмов и живущих в сообществе других форм
37. Доломитовые породы.
Доломиты.
Представляют собой карбонатные породы, состоящие в основном из минерала - доломита. Чистый доломит соответствует формуле CaMg(CO3)2 и содержит 30,4% - CaO, 21,8% - MgO и 47,8% - СО2 или 54,3% СаСО3 и 45,7% MgCO3. Весовое соотношение СаО:Mg - 1,39.
В доломитах обычно присутствует меньшее количество примесей обломочных частиц, чем в известняках. Характерно также присутствие минералов выпавших чисто химическим путем во время образования осадка или возникших во время его диагенеза (кальцит, гипс, ангидрит, целестин, родохрозит, магнезит, окислы железа, реже кремнезем в виде опала и халцедона, органическое вещество и пр.). В некоторых случаях наблюдается присутствие псевдоморфоз по кристаллам разнообразных солей.
По внешнему виду многие доломиты очень похожи на известняки, с которыми их сближают цвет и невозможность невооруженным глазом отличить кальцит от доломита в мелкокристаллическом состоянии.
Среди доломитов встречаются совершенно однородные разновидности от микрозернистых (фарфоровидных), иногда пачкающих руки и обладающих раковистым изломом, до мелко- и крупнозернистых разновидностей, сложенных из ромбоидов доломита примерно одной и той же величины (обычно 0,25-0,05 мм). Выщелоченные разновидности этих пород по своему внешнему виду несколько напоминают песчаники.
Для доломитов иногда типична кавернозность, в частности за счет выщелачивания раковин, пористость (в особенности в естественных обнажениях) и трещиноватость. Некоторые доломиты обладают способностью к самопроизвольному растрескиванию. Хорошо сохранившиеся органические остатки в доломитах встречаются редко. Окрашены доломиты большей частью в светлые оттенки желтоватого, розоватого, красноватого, зеленоватого и других тонов. Некоторые доломиты по своей окраске и блеску несколько напоминают перламутр.
Для доломитов характерна кристаллическая зернистая (мозаичная) структура, обычная также для известняков, и разного рода реликтовые структуры, вызванные замещением известковых органических остатков, оолитов или карбонатных обломков во время доломитизации. Наблюдается иногда оолитовая, а также инкрустационная структура, образованная в результате разнообразных полостей, обычно в рифовых массивах.
Для пород, переходных от известняков к доломитам, типична порфирообразная структура, когда на фоне мелкокристаллической кальцитовой массы присутствуют отдельные крупные ромбоэдры доломита.
Разновидности доломитов.
По происхождению доломиты подразделяются на первично-осадочные, сингенетические, диагенетические и эпигенетические. Три первых типа часто объединены под названием первичных доломитов, а эпигенетические доломиты называют также вторичными.
Первично-осадочные доломиты.Эти доломиты возникали в морских заливах и лагунах с водой повышенной солености за счет непосредственного выпадения доломита из воды. Эти породы залегают в виде хорошо выдержанных пластов, в пределах которых иногда ясно выражена тонкая слоистость. Первичная кавернозность и пористость, так же как и органические остатки, отсутствуют. Часто наблюдается переслаивание подобных доломитов с гипсом. Контакты слоев ровные, слабоволнистые или постепенные. Иногда встречаются включения гипса или ангидрита.
Структура первично-осадочных доломитов равномерно микрозернистая. Преобладающий размер зерен ~ 0,01 мм. Кальцит встречается лишь в виде незначительной примеси. Иногда наблюдается окаменение, местами интенсивное.
Сингенетические и диагенетические доломиты.К их числу относится преобладающая часть доломитов. Различить их можно не всегда. Они возникают за счет преобразования известкового ила.
Эти доломиты залегают в виде пластов и линзовидных залежей. Представляют собой крепкие с неровными, шероховатым изломом породы, обычно с неясной слоистостью. Структура сингенетических доломитов чаще равномерно микрозернистая. Для диагенетических более типична неравномерно зернистая (поперечники зерен их меняются от 0,1 до 0,01 мм). Характерна для диагенетических доломитов и неправильно ромбоэдрическая, или овальная форма зерен доломита, часто имеющих концентрически зональное строение. В центральной части зерен имеются темные пылевидные скопления.
В некоторых случаях происходит огипсование породы. При этом замещению гипсом легче всего подвергались наиболее проницаемые для растворов участки карбонатной породы (в частности, органические остатки), а также скопления пелитоморфного доломита.
Вторичные (эпигенетические) доломиты.
Этот тип доломитов образуется в процессе замещения при помощи растворов уже твердых известняков, вполне сформировавшихся как горные породы. Эпигенетические доломиты залегают обычно в виде линз среди неизменных известняков или содержат в себе участки остаточного известняка.
Эпигенетические доломиты характеризуются массивностью или неясной слоистостью, неравномерно-зернистой и неоднородной структурой. Они крупно- и неоднородно пористые. Рядом с участками, полностью доломитизированными, присутствуют участки, почти не затронутые этим процессом. Граница между такими участками извилистая, неровная и проходит иногда посредине раковин.

38. Карбонатные породы смешанного состава.
39. Силициты. Общая характеристика, классификация.
Класс кремнистых пород (силициты).сложены в основном кремнекислотой, представленной аморфным опалом, скрытокристаллическим халцедоном и кварцем (но не в виде обломочных зерен), образующимся при окаменении или метаморфизме.
Опал и халцедон формируются в результате чисто химических процессов или как результат жизнедеятельности микроорганизмов. В большинстве кремнистых пород встречаются оба типа кремнезема, но соотношение между ними не постоянно. Иногда органические остатки преобладают и тогда среди кремнистых пород выделяют диатомиты, спонголиты, радиоляриты. Если же органические остатки почти отсутствуют - то образуются трепелы, опоки, яшмы, кремни. Известны кремнистые породы чисто химического происхождения, возникающие за счет осаждения из вод некоторых источников и гейзеров (гейзериты).
Кроме кремнекислоты, в кремнистых породах содержатся в том или ином количестве разнообразные примеси, преимущественно глинистые, реже песчаные. В некоторых разновидностях велико содержание карбонатов. Во многих породах содержится окись железа, а среди опаловых разновидностей - глауконит, который в других типах кремнистых пород обычно отсутствует.
Главные типы органог пород.
Диатомиты - сложены в основном из остатков диатомовых водорослей. Макроскопически это белая или желтоватая, очень легкая, мягкая (пишет на доске), пористая, прилипающая к языку порода с пористостью до 90-92%. Иногда наблюдается тонкая горизонтальная слоистость. По внешнему виду диатомиты неотличимы от трепелов, в которых остатки диатомей играют подчиненную роль или целиком отсутствуют. Структура диатомитов типично органогенная. Панцири диатомей слагают породу иногда на 70-80%. Количество органических остатков в диатомитах неодинаково.
Спонголиты - состоят более чем на 50% из спикулей кремнистых губок и халцедоновых метаморфоз по ним. Внешний облик довольно разнообразный. Это однородные, м/з породы, серовато-зеленого или черного цвета, иногда обладающие значительной твердостью, но встречаются и рыхлые разновидности, в которых макроскопически заметно присутствие спикулей губок.
Радиоляриты - представляют собой разновидность кремнистых пород, богатых органическими остатками. Сложены больше чем на половину раковинками радиолярий, подобно современному радиоляриевому илу. Ископаемые радиоляриты изучены еще очень мало, встречаются исключительно в геосинклинальных областях. Многие их разновидности близки к яшмам и связаны с ними тесными переходами.
40. Силициты биогенного происхождения.
Силицитами (син. "кремнистые породы", "кремнёвые породы") называют осадочные образования, более чем наполовину состоящие из минералов группы кремнезема - опала, кристобалита, тридимита, халцедона и развивающегося по ним кварца. В эту группу не включают кварцевые пески, являющиеся обломочными, т.е. реликтовыми, вторичными по компонентному составу породами, возникшими за счет механического и реже химического выветривания всех других кварцсодержащих пород в зоне осадкообразования.     По внешнему виду все силициты делятся на две группы. Породы одной из них имеют землистый, т.е. матовый, порошковатый, не кристаллический вид, из-за чего их часто называют "землями", например диатомовыми или радиоляриевыми. Эта группа объединяет опаловые и опал-кристобалитовые породы; в нее входят породы как биоморфные (диатомиты, радиоляриты и некоторые спонголиты), так и абиоморфные (трепела, опоки и другие опалиты - кремневые туфы и гейзериты). В образце их структура пелитоморфная, т.е. визуально они незернисты, глиноподобны. Породы второй группы имеют стекловатый, сливной вид, афанитовую структуру; это кремни в собственном смысле слова, в основном халцедоновые, часто кварц-халцедоновые и кварцевые. Последние, строго говоря, уже кварциты, но по внешнему виду, микрозернистой структуре и другим признакам еще близкие к халцедонолитам, из которых они образовались путем перекристаллизации. Поэтому их часто называют терминами кремневой группы - кремнями, яшмами, фтанитами или лидитами.     Генезис большинства силицитов остается неясным или спорным как по источнику вещества, так и по способу и условиям накопления и стадиям преобразования. Хотя среди конкурирующих генетических гипотез есть взаимоисключающие (биогенная и хемогенная, эндогенная и экзогенная и др.), опыт изучения силицитов показывает, что в известной мере справедлива почти каждая из них. Это косвенно свидетельствует о полигенетичности кремней и об определенной конвергенции признаков у разных их генетических типов. Более ясны по генезису биоморфные силициты, поскольку сохраняется их первичная структура, указывающая на способ формирования зародышевой формы породы - осадка.     
41. Силициты хемогенного и биохемогенного происхождения.
Хемогенные силициты. кремнистые породы чисто химического происхождения, возникающие за счет осаждения из вод некоторых источников и гейзеров (гейзериты).
Трепелы - неотличимы по внешнему виду от диатомитов. Остатки диатомей в них разрушены. Под микроскопом трепелы состоят, главным образом, из округлых комочков опала и примеси обломочных зерен кварца, глинистых и карбонатных частиц. Присутствует также глауконит и единичные остатки губок плохой сохранности. серые или светло-желтые породы, часто очень мягкие, пачкающие руки. Они легко растираются пальцами, особенно во влажном состоянии. В шлифах они похожи на опоки, с которыми часто переслаиваются. большинство трепелов отличаются от опок значительно меньшим количеством кремнезема, содержание которого обычно равно 75-80%, а в опоках 80-90%.
Опоки - представляют собой породы, сложенные опаловым кремнеземом т/з строения. Это плотные, легкие, звонкие, пористые (прилипают к языку) породы с раковистым изломом. В естественных обнажениях окрашены обычно в светлые тона, в более глубоких горизонтах - почти черного цвета, который в процессе выветривания замещается темно-серым и светло-серым. Однако встречаются опоки, первоначально окрашенные в светлые тона.
Кремни - плотные, однородные, конкреционные образования, сложенные преимущественно халцедоном и кварцем, или опалом и залегающие в виде желваков или линзовидных слоев, обычно среди карбонатных и, реже, глинистых пород.Желваки кремней возникают еще в жидком осадке в стадию позднего диагенеза и представляют первоначально студенистые массы. Другие - (эпигенетические) кремни образуются уже в твердых осадочных породах и отчетливо секут слоистость. Различают следующие типы структур: скрытокристаллическая (при наличии мелких кристалликов кварца, не имеющих отчетливых очертаний и характеризуется агрегатной поляризацией); конкреционная (при наличии мелких конкреций с концентрическим расположением частиц) и некоторые другие.
Гейзериты - и кремнистые корки. натечные туфоподобные, иногда пористые образования, формирующиеся у места выхода на земную поверхность горячих водных источников, в частности гейзеров.
Железистые кварциты или джеспилиты - это несколько метаморфизованные породы;чередующиеся тонких слоечков микрозернистого кварцита и железистых окисных минералов. Органические остатки в них отсутствуют. Эти породы предположительно являются продуктом химического выпадения железистых и кремнистых осадков, образующих наиболее мощные толщи кремнистых пород, но развиты лишь в докембрии и начале кембрия.
42. Фосфатные породы.
К фосфатным породам относятся осадочные образования, в которых содержатся не менее 25-35% фосфатных минералов или 10-15% Р2О5 (а иногда и менее). В чистых минералов содержание фосфорного ангидрита может составлять до 35-40%. Наиболее распространенные фосфатные минералы в осадочных породах - каллофанит Can(PO4)m(OH)p, гидроксилапанит Ca5(PO4)3(OH) и фторанатит Ca5(PO4)3F. Компоненты спутники (~60%) представлены: глинистым материалом, карбонатами Са и Mg, песком, алевритом, органическим веществом, опалом и др. и присутствующими в небольших количествах - торий, уран и пр.
Внешне они очень похожи на известняки. Окраска - темная, серая, черная, коричневая, зеленовато-серая.
По месту образования различают фосфориты морские и континентальные, а по условиям залегания - пластовые и конкреционные. Среди последних выделяются лучисто-конкреционные и желваковые.
Пластовые - представляют зернистые темноцветные образования, напоминающие песчаники и гравелиты.
Конкреционно-лучистые - шаровидные образования размером от ед. до 20 см и залегающие в глинистых породах. Окраска - черная и коричнево-черная. На сколе видно радиально-лучистое строение.
Желваковые - имеют различную форму и размер. Поверхность первичных - шероховатая, вторичных - глянцевая. При трении дают резкий запах чеснока. Образуются в стадии диагенеза.
Генезис фосфатных пород не достаточно ясен. Однако структура и текстура их позволяет считать их полигенетическими и почти всегда связаны с жизнедеятельностью фауны и флоры.
43. Железистые породы.
К железистым породам относятся природные образования, содержащие более 10% железа. Основные минералы железистых пород - оксиды: магнетит, гематит, лимонит, а также сидерит FeCO3, пирит FeS2, шамозит FeAl(Si3AlO10)(OH)6.nH2O. Породы содержат значительные количества примесей, среди которых обычны кремнезем (10-40%), глинозем (3-10%), глинистые минералы (каолинит, гидрослюда, хлорит), кальцит, слюды, пироксены и др.По внешнему виду железистые породы весьма разнообразны. Это определяется многообразием железистых минералов и их соотношением с веществами - примесями. Среди них породы землистого (лимониты) и ясно выраженного кристаллического (сидериты, магматические породы) сложений. Окраска пород также многообразна - бурая, розовая, вишневая, серо-зеленая, зелено-черная.
Разновидности пород.
Железистые кварциты - рассмотрены в классе кремнистых пород.
Сидеритовые породы - рассмотрены в классе карбонатных пород.
Бурые железняки - представляют природную смесь гидроокислов железа (гетита FeOOH и гидрогетита FeOOH.nH2O). В виде примесей в породах присутствуют глинистые минералы, кварц, окисные марганцевые минералы, а также такие элементы как P, Cr, Ti, V и прочие. Окраска пород - бурая, красно-бурая, оранжево-желтая. Бурые железняки встречаются в виде землистых масс, оолитов, бобовин. Они могут быть рыхлыми, пористыми, либо плотными и массивными.
Породы образуются в континентальных (озерные, болотные) и морских условиях при выветривании железосодержащих минералов в условиях влажного климата. Кроме того, они могут образовываться в результате окисления сидерита и сульфатов железа, а также за счет выветривания каких-либо железосодержащих пород и дальнейшей концентрации железистых минералов в элювии или коре выветривания.
Шамозитовые породы слагаются шамозитом, но содержат значительную примесь глинистого материала, карбонатов и оксидов железа. Они имеют темную окраску - серо-зеленую, зелено-черную, а в присутствии оксидов железа - коричневую, буровато-черную. Структура породы оолитовая, пизолитовая, тонкокристаллическая. Иногда шамозит служит цементом в терригенных породах.
Шамозит образуется химическим путем в прибрежно-морских и континентальных условиях, в восстановительной обстановке.
44. Марганцевые породы.
Марганцевые породы.
Марганцевые породы среди осадочных образований распространены ограничено - это породы, содержащие более 10% оксида Mn. Основные марганецсодержащие минералы в осадочных породах - оксиды: псиломелан mMnO.MnO2 . nH2O, пиролюзит MnO2, манганит MnOOH и в меньшей мере карбонаты - родохрозит MnCO3 и манганокальцит (Mn,Ca)СО3. В качестве примесей часто в значительных количествах (более 10-20%), присутствуют глинистые минералы, оксиды железа, кремнезем, кальцит, сидерит и некоторые другие. Породы, содержащие более 10% Mn, относятся к рудам. Наиболее богатые, не требующие обогащения руды, содержат свыше 35-40% Mn.
Окраска пород преимущественно темноцветная - черная, темно-серая, коричневая, но в случае карбонатных марганцевых пород - светлая, серая с розоватым оттенком или без него.
Внешний облик пород разнообразен - землистые, оолитовые, бобовые, конкреционные, кристаллические и плотные. По составу минералов марганца, рассматриваемые породы относятся к полиминеральным. Среди них можно выделить окисные и карбонатные.Главные разновидности пород.
Окисные марганцевые породы - это смесь псиломилана, пиролюзита, манганита с опаловым, глинистым, обломочным материалом и оксидами железа. Обычно они залегают в виде тонких слойков, чередующихся с прослоями терригенных и песчано-глинистых пород. В отдельных случаях породы имеют мощность 3-4м.
Образуются они в водной среде, о чем свидетельствуют присутствие в них спикул губок, остатков рыб и других организмов. Перенос Мn в бассейн седиментации осуществляется в коллоидной и ионной форме.
Местом накопления их являлись области морского мелководья и озера, где окислительная обстановка царит не только в придонном слое воды, но и в осадке.
Карбонатные марганцевые породы - не образуют значительных концентраций. Обычно к ним относятся известняки и доломиты с рассеянными кристаллами родохрозита и манганокальцита и с содержанием Mn до 15-20%.
На дне современных морей и океанов широко распространены Fe-Mn конкреции. Главные рудные компоненты - трех валентное железо и четырех валентный Mn в форме гидроокислов, содержащие до 65% Mn и Fe. Вещество конкреций - мягкая, землистая, пористая масса черно-коричневого или черного цвета. Встречаются также плотные и крепкие образования.
45. Глиноземистые породы.
Глиноземистые (аллиты) породы
Аллиты осадочные породы представляют собой скопление оксидов и гидроксидов алюминия (глинозема), среди которых преобладают диаспор, бёмит и гидраргиллит. Содержание оксидов алюминия колеблется в широких пределах, составляя преимущественно 30-50%. Значительное место в алюминистых породах занимают примеси, среди которых основными являются оксиды железа (10-15 %), шамозит, каолинит, карбонаты кальция и магния, а также обломочные минералы –кварц, полевые шпаты, мусковит, рутил и др. Главнейшими алюминистыми осадочными породами являются латериты и бокситы. Латериты ярко окрашенные, преимущественно коричневато-красные, реже серовато-розовые породы, рыхлые, водопроницаемые или плотные. Окраска пород определяется наличием в них железа в окисной форме. Латериты представляют собой современную кору выветривания пород, богатых алюмосиликатами, образовавшуюся в условиях жаркого переменно-влажного климата. В результате химического выветривания в условиях кислой среды из материнских кристаллических пород удаляются подвижные соединения, а на месте остаются и постепенно накапливаются оксиды алюминия, железа, кремния и глинистые минералы, составляющие в совокупности латерит. Бокситы – так же, как и латериты, имеют преимущественно коричнево-красную, розовато-красную, оранжево-красную окраску, но встречаются разности светло-серые и черные. Окраска определяется составом и количеством примесей. Прочность пород непостоянна, встречаются как рыхлые, так и весьма плотные разности. Алюминийсодержащие минералы представлены диаспором, бёмитом и гидраргиллитом. Суммарное их содержание может достигать 70-80 %. При погружении бокситовых отложений происходит их дегидратация и главным минералом становится диаспор. В бокситах также постоянно присутствуют лимонит, гётит, гидрогётит, тонкодисперсный гематит и гидрогематит, примеси кварца, опала, халцедона, каолинита. По происхождению бокситы разделяются на две крупные группы: остаточные (псевдоморфные) и переотложенные (осадочные). Псевдомофные бокситы представляют собой ископаемую кору выветривания и характеризуются в различной степени реликтовыми структурами пород, за счёт выветривания которых они возникли. Осадочные бокситы образуются в результате переотложения латеритной коры выветривания. Освобождающийся при выветривании глинозём (разложение каолина) образует устойчивые в растворе коллоиды с гумусовыми веществами. В таком виде они выносятся речными водами в озёра и моря, где и происходит их отложение в виде геля гидрооксида алюминия. Подавляющее большинство переотложенных бокситов в процессе диа- и катагенеза приобретают различные разновидности бобовых и оолитовых структур. Характерны также конгломератовые и брекчиевые структуры.
46. Соляные породы.
Соляными породами называются химические осадочные породы, состоящие из легко растворимых в воде галоидных и сульфатных соединений натрия, калия, магния, и кальция. Большую роль в солях играют разнообразные тонкорассеянные примеси, иногда обуславливающие их окраску, например, в сильвинитах. К числу таких примесей относится соединения фтора, брома, лития, рубидия, редкоземельных минералов и пр. Главные типы пород: Сульфатные породы: Гипсы. В чистом виде химический состав гипса отвечает формуле CaSO4.2H2O, тогда в нем содержится 32,5% СаО, 46,51% SO3 и 20,99% H2O. Ангидрит представляет собой безводный сернокислый кальцит - CaSO4. Химически чистый ангидрит содержит 41,18% СаО и 58,82% SO3. Встречается он обычно в виде зернистых масс голубовато-серого цвета, реже - белого и красноватого цвета. Твердость ангидрита выше, чем гипса. В гипсах и ангидритах часто присутствуют примеси обломочных частиц, глинистых минералов, пирита, серы, галита, и др. Галоидные породы: Калийная соль сложена, в основном, галитом (NaCl) с некоторой примесью различных хлористых и сернокислых соединений, глинистых частиц, органических и железистых соединений. Иногда в каменной соли количество примесей очень незначительно, в этих случаях она бесцветна. Примеси же окрашивают ее в серый, бурый, красный, иногда синий и другие цвета. Сильвинит - порода, состоящая из сильвина (КСl) - 15-40% и галита (NaCl) - 25-60% с не большим количеством ангидрита, глинистых веществ и других примесей. Карналитовая порода сложена преимущественно карналлитом (40-80%) и галитом (18-50%) с небольшим количеством ангидрита, глинистых частиц и других примесей. Для него характерен горький жгуче соленый вкус и включения газов (метана и водорода). Происхождение соляных пород: Основная масса соляных пород образуется химическим путем благодаря испарению истинных растворов в условиях жаркого климата. При возрастании концентрации растворов, соли выпадают в определенной последовательности в зависимости от состава исходного раствора и его температуры. Для образования соляных месторождений необходимо выполнение двух условий: 1) испарение огромных количеств морской воды (40-90% от первоначального объема). 2) энергичное погружение, обуславливающее предохранение соляной толщи от размыва.
47. Сапропели, торф, горючие сланцы.
К каустобиолитам относятся торф, сапропель, горючие сланцы, ископаемые угли, нефть, твердые битумы и горючие газы. По составу, св-вам и условиям образования они подразделяются на 2 подгруппы: торфа, сапропеля и ископаемых углей и нефти, битумов и горючих газов. Торф, сапропель, ископаемые угли Торф. Представ. собой скопление растительных остатков разной степени разложенности и гелификации. Торф образуется в болотах и торфяниках. Сапропель. Это ил, содержащий большое кол-во орг-ского в-ва. Основная масса его состоит из тонкого и грубого детрита водорослей, различных животных и растений. Всегда содержит терригенные примеси и минеральные новообразования. Сапропель образуется в болотах и озерах при захоронении на дне водорослей, животного планктона и др. орг-змов и раз¬ложении их без доступа воздуха. Горючие сланцы. Это глинистые или известковистые, часто тонкослоистые породы буровато-серого и зеленовато-серого цвета. Орг-ское в-во представ. собой остатки водорослей и животного планктона, преобразованные процессами гниения и последующими изменениями в сапропелитовую коллоидную массу.
48. Ископаемые угли.
Ископаемые угли. По генезису делятся на угли, образовавшиеся из остатков древесной растительности; из спор, пробки, коры и др.смолистых частей древесных растений и угли из скоплений водорослей — сапропелиты. Гумусовые угли. Среди ископаемых углей наиб.распространением пользуются гумусовые. Они бывают бурого, темно-серого или черного цвета, матовые и блестящие с различной интенсивностью блеска. По степени метаморфизации растительного в-ва и продуктов его разложения выделяются бурые, каменные угли и антрациты. Бурые угли бывают бурого, коричневого до черного цвета, мато¬вые или слабо блестящие. Они содержат гуминовые в-ва. Среди бурых углей следует упомянуть особые разновидности: лигнит и землистый уголь. Лигнит — уголь с древесным строением, представляет собой целые стволы и обломки стволов хвойных растений. Землистый бурый уголь имеет землистое сложение и сост. из аттритового в-ва и бесстр-рной массы. Каменные угли — темно-серого до черного цвета, в различной степени блестящие, реже матовые и не содержат гуминовых веществ, извлекаемых едкой щелочью. Угли залегают в виде пластов различной мощности, линз.

49. Нефть и газ.
Нефть – жидкий каустобиолит и важнейшее полезное ископаемое. По химческому составу она представляет собой сложную смесь алканов, некоторых цикланов и аренов, а также кислородных, сернистых и азотистых соединений. Генетически нефть – обособившийся в самостоятельные скопления концентрат жидких, преимущественно углеводородных, продуктов преобразования захороненного в осадочной толще органического вещества  (по И.М. Губкину). В процессе изменения органического вещества образуются и газообразные продукты, которые находятся в нефти в растворенном состоянии и выделяются из нее при снижении давления – так называемые горючие газы. Последние также считаются самостоятельным полезным ископаемым.
50. Методы исследования осадочных горных пород.
51. Методы графической обработки аналитических данных.
52. Полезные ископаемые, связанные с осадочными горными породами. На поверхности Земли в результате действия различных экзогенных факторов образуются осадки, которые в дальнейшем уплотняются, претерпевают различные физико-химические изменения - диагенез, и превращаются в осадочные горные породы. Осадочные породы тонким чехлом покрывают около 75% поверхности континентов. Многие из них являются полезными ископаемыми, другие - содержат таковые.
Среди осадочных пород выделяют три группы:
► обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков;► глинистые породы, являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления возникших при этом глинистых минералов;
► химические (хемогенные) и органогенные породы, образовавшиеся в результате химических и биологических процессов.
При описании осадочных горных пород так же, как и магматических, следует обращать внимание на их минеральный состав и строение. Первый является определяющим признаком для химических и органогенных пород, а также глинистых при микроскопическом их изучении. В обломочных породах могут присутствовать обломки любых минералов и горных пород.
Важнейшим признаком, характеризующим строение осадочных пород, является их слоистая текстура. Образование слоистости связано с условиями накопления осадков. Любые перемены этих условий вызывают либо изменение состава отлагающегося материала, либо остановку в его поступлении. В разрезе это приводит к появлению слоев, разделенных поверхностями напластования и часто различающихся составом и строением. Слои представляют собой более или менее плоские тела, горизонтальные размеры которых во много раз превышают их толщину (мощность). Мощность слоев может, достигать десятков метров или не превышать долей сантиметра. Изучение слоистости дает большой материал для познания палеогеографических условий, в которых формировалась изучаемая осадочная толща. Например, в морях на удалении от берега, в условиях относительно спокойного режима движения воды образуется параллельная, первично горизонтальная слоистость, в прибрежно-морских условиях - диагональная, в потоках морских и речных - косая и т.д. Важным текстурным признаком осадочных пород является также пористость, характеризующая степень их проницаемости для воды, нефти, газов, а также устойчивость под нагрузками. Невооруженным глазом видны лишь относительно крупные поры; более мелкие легко обнаружить, проверив интенсивность поглощения породой воды. Например, породы, обладающие тонкой, не видимой глазом пористостью прилипают к языку.
Структура осадочных пород отражает их происхождение - обломочные породы состоят из обломков более древних пород и минералов, т.е. имеют обломочную структуру; глинистые сложены мельчайшими не видимыми вооруженным глазом зернами преимущественно глинистых минералов - пелитовая структура; хемобиогенные обладают либо кристаллической структурой (от ясно видимой до скрытокристаллической), либо аморфной, либо органогенной, выделяемой в тех случаях, когда порода представляет собой скопление скелетных частей организмов или их обломков.Большинство осадочных пород является продуктом выветривания и размыва материала ранее существовавших пород. Меньшая часть осадков происходит из органического материала, вулканического пепла, метеоритов, минерализованных вод. Различают осадки терригенные (табл. 1.), осадки органического, вулканического, магматического и внеземного происхождения.
Таблица 1. Материал, слагающий осадочные породы
Первичные компоненты Вторичные компоненты
Обломочные Выделившиеся химическим путем Привнесенные Образовавшиеся в процессе изменения породы
Обломки пород
Кварциты
Граниты
Гнейсы
Кристаллические сланцы, филлиты, глинистые (аспидные) сланцы
Песчаники
Грубые пирокластические породы (вулканические бомбы, обломки)
Осколки стекла, вулканический пепел
Зерна минералов
Кварк
Халцедон, кремень, яшма
Полевой шпат
Мусковит
Магнетит, ильменит
Гранат
Роговая обманка, пироксен
Глинистые минералы Кальцит, другие карбонаты
Опал, халцедон (кварц)
Лимонит
Гематит
Глауконит
Окислы марганца
Карбонатный материал
ГалитГипс
Ангидрит Опал, халцедон
Кварц
Карбонаты
Гипс
Гидроокислы железа Кварц
Гематит
Слюдистые минералы
Хлорит
Доломит
Ангидрит
Пирит
Графит
Глауконит
 
Полезные ископаемые извлекаемые из осадочных пород
Осадочные породы имеют исключительно важное практическое и теоретическое значение. В этом отношении с ними не могут сравниться никакие другие горные породы.
Осадочные породы самые важные в практическом отношении: это и полезные ископаемые, и основания для сооружений, и почвы.
Человечество добывает из осадочных пород более 90 % полезных ископаемых. Большая часть из них берется только из осадочных пород: нефть, газ, уголь и другие горючие ископаемые, алюминиевые, марганцевые и другие руды, цементное сырье, соли, флюсы для металлургии, пески, глины, удобрения и т. д.Руды черных и цветных металлов. Основной металл современной техники - железо добывается почти нацело (более 90 %) из седилитов, если учитывать и железистые кварциты докембрия, являющиеся в настоящее вpeмя метаморфическими породами, но сохраняющими свой первоначальный седиментационный вещественный состав. Основными рудами пока остаются молодые мезокайнозойские оолитовые морские и континентальные залежи аллювиального, дельтового и прибрежно-морского типов и коры выветривания тропических стран: Кубы, Южной Америки, Гвинеи и других стран Экваториальной Африки, островов Индийского и Тихого океанов, Австралии. Эти руды обычно чистые, легко доступны для разработки открытым способом, часто готовы для металлургического процесса, и их запасы колоссальны. С ними начинают конкурировать железистые кварциты, или джеспилиты, архея и протерозоя, гигантские, запасы которых имеются на всех материках, но они требуют обогащения. Их разрабатывают также открытым способом, например в Михайловском и Лебединском карьерах КМА, на Украине, в Южной Австралии и других странах. Помимо этих двух основных типов важны сидеритовые руды протерозоя (рифея) Бакала (Башкирия). Другие типы озерно-болотные (на них работали при Петре 1 железорудные заводы Петрозаводска), вулканогенно-осадочные (лимонитовые каскады и др.), сидеритовые конкреции паралических угленосных толщ - второстепенны.
Марганцевые руды на все 100 % добываются из осадочных пород. Основными типами месторождений их являются мелководные морские, приуроченные к спонrолитам, пескам, глинам. Таковы месторождения-гиганты Никополя (Украина), Чиатуры (Западная Грузия), восточного склона Урала (Полуночное, Марсяты и др.), а также Лабы (Северный Кавказ) и Мангышлака. Самое поразительное, что почти все они приурочены к узкому временному интервалу - олигоцену. Вторым типом являются вулканогенно-осадочные руды палеoзоя, главным образом девона: на Урале в Магнитогорском эвгеосинклинальном прогибе, часто в яшмах; в Казахстане - во впадинах Атасуйского района и др. Железомарганцевые конкреции океанов - второстепенные руды на марганец. Этот металл может добываться лишь попутно с кобальтом, никелем, медью.
Хромовые руды, наоборот, добываются в основном из магматических пород, а на долю осадочных приходится всего 7%. Все другие компоненты черной металлургии - флюсы - понижающие температуру плавления (известняки), кокс (угли коксующиеся), формовочные пески- добываются нaцeло из осадочных пород.
Руды цветных u легких металлов на 100-50 % добываются из осадочных пород. Алюминий нацело выплавляется из бокситов, как и магниевые руды из магнезитов осадочного генезиса. Основным типом месторождений бокситов служат современные или мезокайнозойские коры выветривания латеритного профиля, развивающиеся в тропическом влажном поясе Земли. Другие типы - это переотложенные латеритные коры выветривания ближнего (коллювий, аллювий, карстовые полосы) или несколько более дальнего (прибрежная лагунная и другая затишная зона) разноса. Крупнейшими такими месторождениями являются нижнекаменноугольные Тихвинские, среднедевонские Красная Шапочка, Черемуховское и другие месторождения, составляющие Северо-Уральский бокситовый район (СУБР), Северо-Американские (Apканзасские и др.), Венгерские и др.
Магний добывается в основном из магнезитов и отчасти из доломитов осадочного генезиса. Крупнейшими в России и мире являются рифейские Саткинские месторождения в Башкирии метасоматического, очевидно катагенетического, гeнeзиса по первичным доломитам. Толщина тел магнезитов достигает многих десятков метров, а мощность толщи 400 м.
Титановые руды на 80 % осадочные, россыпные (рутил, ильменит, титаномагнетиты и др.), состоящие из остаточных минералов, мобилизованных из магматических пород.
Медные руды на 72 % осадочные - медистые песчаники, глины, сланцы, известняки, вулканогенно-осадочные породы. Большей частью они связаны с красноцветными аридными формациями девона, перми и другого возраста. Никелевые руды на 76% осадочные главным образом коры выветривания ультраосновных пород, cвинцoвo-цинкoвыe на 50 % вулканогенно-осадочные, гидротермально-осадочные, а оловянные - россыпи касситеритов - на 50 % осадочные.
Руды «малых» и редких элементов на l00-75% осадочные: на 100% цирконо-гафниевые (россыпи цирконов, рутилов и др.), на 80% кобальтовые, на 80% peдко-земельные (монацитовые и друrие россыпные) и на 75 % тантало-ниобиевые, также в значительной мере россыпные.
1. Литология - это фундаментальная наука геологического цикла, изучающая состав, строение, условия образования, распространение и практическое использование осадочных горных пород.
2. Осадочная горная порода – геологическое тело, возникшее из продуктов физического и химического разрушения литосферы в результате химического осаждения и жизнедеятельности организмов, или того и другого одновременно.
3. Структура осадочной породы – это особенности ее строения, которые определяются размером, формой, степенью однородности составных частей, а также количеством, размером и степенью сохранности органических остатков.
4. Текстура – это черты строения осадочной горной породы, определяемые способом выполнения пространства, расположением составных частей и ориентировкой их относительно друг друга.
5. Стадия гипергенеза – возникновение исходных продуктов для образования пород. Подавляющая масса этих продуктов возникает благодаря процессам выветривания.
6. Выветриванием называется разрушение материнских пород на поверхности Земли под воздействием воздуха, воды, льда, изменения температуры и других физических и химических явлений, а также жизнедеятельности организмов. Различают физическое и химическое выветривание.
7. Физическое выветривание. Главными факторами являются изменение температуры, разрушающая деятельность воды, льда и ветра.
8. Химическое выветривание. Основными факторами являются вода; кислород воздуха; кислород, растворенный в воде; свободная углекислота; наличие в природных водах различных кислот: гуминовой, серной и других.
9. Стадия седиментогенеза – одна из главнейших стадий в формировании породы. Она осуществляется в 3 этапа, последовательно сменяющих друг друга: образование осадочного материала; перенос (транспортировка) осадочного материала с частичным осаждением его на путях переноса, накопление осадка.10. Стадия диагенеза – преобразование осадков, возникновение осадочных пород.
11. Литогенез – наука об осадочных породах, изучающая происхождение осадочного материала, особенности его переноса и накопления, диагенез осадков.
12. Типы литогенеза выделены по климатическому принципу. Различают нивальный, гумидный, аридный, вулканогенно-осадочный и океанский типы литогенеза.
13. Стадия катагенеза – изменение осадочных пород в стратисфере при повышенных температуре и давлении, в присутствии подземных и грунтовых вод. На этой стадии происходит уплотнение пород, изменение их минералогического состава и отчасти структуры. Различают начальный или ранний и глубинный или поздний катагенез. Глубины зоны катагенеза изменяются от 1000 до 7000 м, температура 100-200 С, давление от 1000 до 2000 атмосфер. На этой стадии глины переходят в аргиллиты, пески и рыхлые песчаники – в плотные, крепкие песчаники, известняки –ракушечники – в плотные известняки.
14. Стадия метагенеза характеризуется глубокими изменениями осадочных пород, происходящими в нижних частях стратисферы. Выделяется два этапа - начальный или ранний и глубинный или поздний.. Глубины зоны метагенеза свыше 7000 до 10000 м, температура 200-300 С, давление 200-300 атмосфер и наличие минеральных растворов. Здесь развиты процессы растворения, регенерации, перекристаллизации, реакции взаимодействия растворов и минералов породы с привносом и выносом вещества. Характерны кварцитовидные песчаники, кварциты; глинистые сланцы, аспидные и филлитоподобные; перекристаллизованные известняки, мраморизованные известняки. Текстуры – сланцеватые, полосчатые, стиллолитовые, наблюдается кливаж течения и кливаж разрыва.
15. Периодичность осадконакопления – это неоднократная повторяемость в разрезах петрографически одноименных или близких по составу и внешнему виду пород. Выделяется периодичность низшего (ритмичность) и высшего (цикличность) порядков. Ритмичность – это чередование элементарных слойков и слоев, имеющих толщину от долей до десятков сантиметров. Цикличность составляют литологические комплексы (толщи, формации) толщиной в десятки и сотни метров.
16. Эволюция осадконакопления в истории Земли – это изменение формы осадочного процесса от древнейших эпох геологической истории до новейших. Она заключается в том, что со временем образование одних осадков постепенно затухает, но взамен из тех же компонентов образуются другие, отличающиеся по минеральному составу, строению и физико-химическим свойствам. Такие преобразования обусловлены всем ходом развития Земли и связаны с эволюцией ее внешних оболочек, атмосферы, гидросферы, литосферы, биосферы.
17. Обломочные породы – это породы, в которых обломочная часть составляет более 50% от суммы всех составных компонентов. В основу классификации обломочных пород положены структура обломков, наличие цемента, минеральный состав.
18. Грубообломочные породы – обломочные породы, в которых 50% и более присутствуют обломки размером > 1 мм по длинной стороне. Представителями данной группы пород являются глыбовые, валунные, галечные, щебеночные, дресвяные, гравийные породы.
19. Песчаные породы состоят на 50% и более из частиц величиной (0,1-1,0 мм). Рыхлые песчаные образования называют песками, а сцементированные - песчаниками. По минеральному составу выделяют мономинеральные, олигомиктовые и полимиктовые. Среди полимиктовых различают аркозовые и граувакковые. Структура - псаммитовая. Текстура – массивная, слоистая (горизонтально-, косослоистая), знаки ряби и др.
20. Алевритовые породы состоят на 50% и более из обломочных частиц величиной 0,01-0,1 мм. Сыпучие или слабосцементированные породы называют алевритами, а крепкие, сцементированные - алевролитами. Минеральный состав обломочной части примерно такой же, как и в песчаных породах, но здесь выше доля устойчивых минералов. Структура - алевритовая. Текстура – массивная, слоистая.
21. Вулканогенно-осадочные породы состоят из продуктов вулканической деятельности смешанных с обломочным, хемогенным, биогенным или глинистым материалом. По соотношению между вулканогенной частью и осадочным материалом различают пеплы, туфы, туффиты, туфогенные породы.
22. Глинистые породы – это пелитовые породы, состоящие на 50% и более из глинистых минералов. К глинистым породам относятся глины, аргиллиты, глинистые сланцы. Главными в породах являются минералы группы каолинита, гидрослюд, монтмориллонита и смешанно-слойные образования. По генезису породы – обломочные и хемогенные. Основная структура – пелитовая, текстура – массивная, слоистая и др.
23. Карбонатные породы – породы на 50% и более сложены карбонатными минералами. Основными представителями являются известняки и доломиты. Известняки – карбонатные породы, состоящие на 50 % и более из минерала кальцита. Доломиты – карбонатные породы на 50% и более сложены минералом доломитом.
24. Кремнистые породы. К ним относятся различные осадочные образования, которые на 50 % и более сложены кремнеземом хемогенного, биогенного, биохемогенного происхождения. Породы слагаются опалом, халцедоном, кварцем. Кроме того, в них присутствует кристобалит, являющийся особой фазой кремнезема, выделенной только в осадочных образованиях. Это–тридимит - кристобалитовый опал (опал-кристобалитовый), который по международной номенклатуре называется опал-КТ. Основными представителями этой группы являются биогенные силициты - диатомиты, спонголиты, радиоляриты; биохемогенные – яшмы, опоки, трепела; хемогенные – кремнистые туфы, кремневые конкреции, фтаниты.
25. Фосфоритами (фосфатные породы) называют породы, содержащие 15-40 % фосфорного ангидрита (Р2 О5). Иногда называют фосфоритами породы с более низким содержанием Р2О5 (до 5 %). Наиболее распространенными минералами, слагающими фосфориты являются штаффелит, каллофанит, курскит, гидроксилапатит, карбонат - гидроксилапатит, фторапатит. Классификация фосфоритов основана на генезисе, минеральном составе, текстурно-структурных признаках.
26. Железистые породы. К ним относятся природные образования, содержащие более 10 % железа. В основу классификации железистых пород положены генезис, минеральный состав, текстурно-структурные признаки. Главные минералы железистых пород – магнетит, гетит, гидрогетит, лимонит, сидерит, шамозит, пирит, марказит и др. Представители железистых пород - железистые кварциты (джеспилиты), сидеритовые, шамозитовые, сернисто-железистые породы.27. Марганцевые породы – различные осадочные образования морского, лагунного и континентального происхождения, содержащие более 10% оксида марганца. Выделяются окисные марганцевые породы, представленные смесью минералов псиломелана, пиролюзита, манганита и карбонатные марганцевые породы, к которым относятся известняки и доломиты с рассеянными кристаллами родохрозита и манганокальцита.
28. Глиноземистые породы (алюминистые)- осадочные образования в значительной своей части представляющие скопление алюминийсодержащих минералов с высоким содержанием глинозема (Аl2 О3 не менее 28 %). Основными минералами пород являются диаспор, бемит, гидраргиллит, кроме того, присутствуют каолинит, шамозит, гетит, гидрогетит, гематит. формаций выделяют платформенные, геосинклинальные и переходных областей. Главными типами платформенных формаций являются угленосно-бокситово-железистые, кварцево - песчаные, известняковые; геосинклинальных Представители этой группы пород – бокситы, известные с протерозоя и латериты - их элювиальная разновидность, которые характерны для кайнозойских и современных осадочных образований. 29. К соляным породам относятся различные осадочные образования, главным образом, хемогенного происхождения, состоящие из минералов класса хлоридов, сульфатов и некоторых других. Главными минералами соляных пород являются галит, сильвин, карналлит, каинит, полигалит, кизерит, ангидрит, гипс, астраханит, эпсомит, глауберит, лангбейнит и др). Текстуры – массивные, слоистые, сетчатые, сферолитовые, брекчиевидные, узловатые, сталактитовые, пятнистые. Структуры – кристаллически-зернистые, волокнистые, кристаллобластические. Основные представители пород - каменная соль, гипсовая, ангидритовая, карналлитовая, сильвиновая, каинитовая, глауберитовая, лангбейнитовая и др. породы.
30. Каустобиолиты (каустос-горючий, биос – жизнь, литос – камень) – являются продуктом жизнедеятельности организмов. По составу, свойствам и условиям образования подразделяются на две подгруппы: 1. сапропель, торф, горючие сланцы, ископаемый уголь; 2. нефть, твердые битумы, горючие газы.

Приложенные файлы

  • docx 15743635
    Размер файла: 121 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий