Формирование осадочной породы

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО НАУКИ И ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ

Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования

Кафедра петрологии и прикладной геологии

Реферат

Дисциплина: «Литология»

Тема: «Краткий обзор»



Содержание

1. Предмет петрографии осадочных пород. Этапы развития петрографии

1.1 Зона осадкообразования и стратисфера. Их сходство и различия

1.2 Понятие об основных типах литогенеза: ледовом, гумидном, аридном, вулканогенно-осадочном, океанском

2. Выветривание материнских пород как начальная стадия осадочной дифференциации. Физическое и химическое выветривание

2.1 Понятие о коре выветривания и ее типах. Влияние климата и вещественного состава исходных пород на состав продуктов выветривания

2.2 Механический смыв продуктов выветривания с водосборных площадей. Перенос и отложение материала

2.3 Механическая и химическая осадочная дифференциация

3. Формирование осадочной породы (диагенез)

3.1 Факторы и индикаторы катагенеза

3.2 Стадии изменения осадочных пород (катагенез, метагенез)

4. Составные части осадочных пород (аллотигенные, аутигенные, органические остатки и т.д.)

4.1 Текстуры и структуры осадочных пород

4.2 Принципы классификации осадочных пород

5. «Практическая литология»

5.1 Обломочные породы

5.2 Алевритовые породы. Лесс, его свойства и теория происхождения

5.3 Глинистые породы. Химический и минералогический состав глин. Методы диагностики минералов глин

5.4 Кремнистые породы (классификация, происхождение, основные представители)

5.5 Карбонатные породы (классификация, происхождение, основные представители). Глиноземистые породы

5.6 Бокситы и латериты. Теория происхождения бокситов

5.7 Железистые породы

5.8 Фосфатные породы (классификация, генезис)

5.9 Марганцевые породы

5.10 Соли (классификация, происхождение и распространение)

5.11 Каустобиолиты. Основные представители сапролиты, гумусовые породы. Липтобиолиты

Литература



1. Предмет петрографии осадочных пород. Этапы развития петрографии

Петрография осадочных пород - описательная часть литологии, изучающая вопросы классификации осадочных пород, их химический и минеральный состав, структурные и текстурные признаки. Петрография осадочных пород выделилась из общей петрографии в начале XX в.

В истории изучения осадочных пород с определенной степенью условности можно выделить три этапа. Первый - это этап использования и первичного изучения осадочных пород, который длился с древнейших времен до начала ХХ столетия. Второй этап продолжался примерно с 1915 года до конца 40-х годов прошлого века - это время появления обобщающих работ, создания первых общих теорий, или, точнее, гипотез, начало преподавания науки как самостоятельной в ВУЗах. Наконец, третий, современный этап начался примерно с 50-х годов прошлого столетия.

1.1 Зона осадкообразования и стратисфера. Их сходство и различия

Зона осадкообразования или седиментосфера -- это приповерхностное земное пространство, где совершаются физические, химические и биологические процессы, приводящие к образованию осадков; данное пространство включает поверхность Земли, всю гидросферу, нижнюю часть атмосферы и те самые верхние участки литосферы, которые подвержены выветриванию.

Осадки (англ, sediments) -- продукты геологических процессов в зоне осадкообразования -- скопления твердых минеральных и (или) органических компонент на земной поверхности, возникшие в приповерхностных условиях из любой окружающей среды (воздуха, воды, льда). Внутри зоны осадкообразования осуществляется мобилизация осадочных веществ, их перенос и седиментация. А главными факторами влияния на их стадиальные процессы и на конечные результаты служат: климаты; тектонические перемещения земной поверхности, создающие ее рельеф; вещественные составы и динамика газов атмосферы и вод гидросферы; вулканизм; биос; в последнее время -- антропогенная деятельность. Энергетически процессы зоны осадконакопления подвержены встречным влиянием внешних, космических воздействий (лучистая солнечная и приливно-отливная энергии, проникновение космических частиц и волн) и внутри планетных воздействий (гравитация, радиация, тепло- и флюидоотдача). Для зоны осадкообразования свойственно устойчивое состояние 3-х вещественных фаз: твердой, жидкой и газообразной, и взаимопереходов между ними.

Ниже зоны осадкообразования ее продукты - осадки превращаются в осадочные горные породы, которые в своей совокупности слагают осадочную оболочку литосферы, или стратисферу.

Стратисфера -- совокупность осадочных пород, возникших за всю историю Земли, сохранившихся от денудации и не перешедших в состояние метаморфических образований. Это, создание прежних зон осадкообразования, т.е. космических и планетарных сил, которые господствовали в течение долгого геологического времени, с тех пор как на Земле появилась твердая кора. И это же саморазвивающаяся и очень сложная флюиднопородная система. В ней во внутренних трещинно-поровых пустотах находятся водно-газовые флюиды различного генезиса: унаследованные от прежних зон осадкообразования, выделившиеся из кристаллических решеток минералов и из органических компонент осадочных пород и разные ювенильные.

1.2 Понятие об основных типах литогенеза: ледовом, гумидном, аридном, вулканогенно-осадочном, океанском

Литогенез -- совокупность природных процессов образования и дальнейших изменений осадочных горных пород. Выделяют несколько типов литогенеза: ледовый, гумидный, аридный, вулканогенно-осадочный, океанский.

Ледовый тип литогенеза проявляется в полярных и высокогорных областях, где господствуют отрицательные температуры воздуха. Преобладает механическое выветривание, химические и биологические формы выветривания подавлены. Главную роль в транспортировке материала играют ледники на суше, айсберги и припайные льды в море. При отложении осадочного материала образуются несортированные моренные отложения или тонкие илы с грубообломочным материалом. Дифференциация вещества наблюдается только по периферии областей нивального литогенеза (на суше - водно-ледниковые отложения) и в водных бассейнах (озерные и морские осадки).

Гумидный литогенез характерен для умеренно влажной климатической зоны, влажных тропиков и экваториальной области. Здесь круглогодично господствуют положительные температуры, количество атмосферных осадков намного превышает испарение. Климатические условия способствуют физическому и химическому выветриванию с участием организмов. В результате образуется большое количество обломочного, коллоидного, растворенного вещества и продуктов жизнедеятельности организмов. В процессе переноса и отложения продуктов выветривания происходит дифференциация вещества по крупности, плотности частиц и химическим свойствам. Наряду с дифференциацией материала происходит смешивание продуктов переноса, поступающих из разных источников и находящегося в разном физико-химическом состоянии - в виде твердых частиц, коллоидов, биогенных образований и химических растворов. Осаждение вещества происходит на суше и преимущественно в водных бассейнах.

Аридный литогенез характерен для пустынь и полупустынь. Испарение намного превышает количество выпадающих осадков. В районах с аридным климатом превалирует физическое выветривание. Химические и биологические процессы в зоне гипергенеза протекают вяло.

В аридные зоны Земли осадочный материал поступает из соседних с ними гумидных зон, что приводит к формированию большого разнообразия осадков. Здесь преобладает терригенное осадкообразование, часто с недостаточной сортировкой. Наряду с ними формируются карбонатные, сульфатные, хлоридные отложения.

Вулканогенно-осадочный литогенез развит в областях интенсивного вулканизма современной и прошлой геологических эпох. Вулканы поставляют огромное количество пирокластического материала для образования осадочных пород. Большое количество вулканического вещества выносится в водные бассейны в виде растворов. Этот тип литогенеза характерен для суши и океана. При подводных извержениях вулканов в срединно-океанических хребтах, зонах трансокеанских разломов гидротермальные растворы поставляют в области седиментогенеза железо, марганец, редкие и рассеянные элементы.

В области осадконакопления вулканогенный материал распространен среди нормально-осадочного в различных пропорциях в виде пластов, слоев пемзы, туфов, туффитов, туфогенных пород и гидротермальных металлоносных осадков.

Океанский тип литогенеза проявлен в огромных океанских бассейнах и противопоставлен литогенезу суши. Своеобразие этого типа литогенеза характеризуется территориальным масштабом, многообразием гидродинамических обстановок, высокой дифференциацией вещества и незначительным влиянием климатических факторов на образование осадочных пород. В океанах выделяют только зоны холодного и теплого климата.

В океанских обстановках различных глубин происходит дифференцированное и смешанное накопление осадочного материала терригенной, вулканогенной, биогенной и хемогенной природы.



2. Выветривание материнских пород как начальная стадия осадочной дифференциации. Физическое и химическое выветривание

Выветривание (гипергенез) -- это комплекс физико-химических и биологических изменений горных пород, которые осуществляются на границе атмосферы и твердой оболочки Земли. Выветривание материнских пород следует

рассматривать как глобальный процесс их преобразования, благодаря которому происходит подготовка вещества (материала) для будущих осадков, охватывающий поверхность всей суши. При выветривании происходит:

1) изменение ранее образовавшихся горных пород;

2) образование особых типов пород, называемых гипергенными, либо элювиальными, ибо остаточными;

3) формирование исходного материала для осадков.

Сформированные при выветривании образования слагают кору выветривания, сложенную продуктами разрушения материнских пород.

При выветривании различают две стадии: физическое (механическое) разрушение материнских пород и химическое выветривание (химическое разложение при участии живых организмов и продуктов их жизнедеятельности).

Физическое выветривание приводит к дезинтеграции материнских пород, т.е. их распаду на отдельные блоки различного размера: от крупных глыб до обломков, размер которых равен долям миллиметра. Минеральный состав пород не меняется. Меняются лишь их структурно-текстурные особенности. Формирующийся материал сложен угловатыми обломками. С глубиной размер обломков увеличивается, что связано с уменьшением активности факторов выветривания. Разрушение материнских пород происходит под влиянием следующих факторов: изменение температуры, силы кристаллизации, механическое воздействие растений и животных,

тектонические силы, ударное действие воды (абразия) и воздействие текучих вод (эрозия), ударное действие ветра (корразия), эрозионная деятельность льда (экзарация).

Химическое выветриванием меняет как химический, так и минеральный состав исходных пород. Минералы, неустойчивые к агентам выветривания, преобразуются в другие, устойчивые в термодинамических условиях поверхности Земли. Основные ведущие реакции: растворение и выщелачивание, гидролиз, гидратация, карбонатизация, окисление и др.

2.1 Понятие о коре выветривания и ее типах. Влияние климата и вещественного состава исходных пород на состав продуктов выветривания

Кора выветривания -- сложно построенная толща горных пород, образованных под влиянием выветривания без участия процессов денудации. Кора выветривания слагается из ряда сменяющих друг друга по вертикали горизонтов, каждый из которых состоит из своеобразных элювиальных горных пород. Различают следующие генетические типы коры выветривания:

а) автоморфная - остаточные или несмещенные продукты выветривания, остающиеся на месте разрушения коренных пород (элювий);

б) гидроморфная (вторичная) - образующаяся в результате выноса почвенными и грунтовыми химических элементов в виде коллоидных растворов при формировании автоморфной коры.

Климат регулирует скорости процессов выветривания, определяя мощности отдельных горизонтов и толщи в целом. Состав исходных пород влияет на формирование минералов коры выветривания и остаточные продукты.



2.2 Механический смыв продуктов выветривания с водосборных площадей. Перенос и отложение материала

Рыхлые продукты выветривания и образующиеся в элювии растворы веществ удаляются деятельностью главным образом текучих вод, отчасти же и работой ветра. Совокупность этих процессов получила название механической денудации.

В самом общем виде образование осадочных пород сводится к схеме: мобилизация веществ выветриванием материнских пород или иным способом и перенос осадочного материала, и частичное отложение его еще в путях перемещения поступление остатков в конечные водоемы стока и окончательное осаждение их здесь в той степени, в какой оно вообще «разрешается» физико-химическими и гидробиологическими особенностями бассейнов, преобразование осадков в породы.

2.3 Механическая и химическая осадочная дифференциация

Механическая дифференциация - это разделение обломочного материала по массе и тяжести благодаря разной скорости переноса их различными потоками и разной скорости его оседания в бассейне. В результате происходит четкое зональное распределение обломочного материала по дну бассейна.

Химическая дифференциация - это разделение вещества, приносимого в бассейн в растворах или коллоидах, в зависимости от смены окислительной среды на восстановительную и смены солености бассейна. Разрушение и осаждение последних происходит в основном при поступлении в соленую морскую воду, являющуюся электролитом.



3. Формирование осадочной породы (диагенез)

Диагенез есть стадия физико-химического уравновешивания многочисленных реакционноспособных веществ с противоречивыми свойствами, возникшими при образовании осадка. Уравновешивание происходит в термодинамических условиях, близких к тем, которые существуют на поверхности земли (в общем низкое давление и низкая температура) за счет внутренних запасов энергии в веществах, слагающих осадок. Условия диагенеза характеризуются прежде всего высокой (более

50%, в глинистых осадках до 80-90%) влажностью, обилием бактериального мира, общей физико-химической неравновесностью, изменчивыми Еh и рН, высокой концентрацией большинства веществ в иловых водах и проницаемостью осадка, обеспечивающей почти беспрепятственный диффузионный обмен ионами и газами.

Движущими силами диагенеза, таким образом, являются количество и качество живых организмов и органического вещества -- захороненной солнечной энергии, общая неравновесность вещества осадка и отчасти энергия химических реакций, вероятно, в основном экзотермических, и радиоактивный распад. Температура и давление, в основном гидростатическое, низкие, поэтому играют еще малую роль. Начинает проявляться геологическое время, значительно более длительное, чем стадии переноса и отложения. Поэтому даже медленные изменения приводят к заметным результатам. Основные процессы: уплотнение осадка, дегидратация и гидратация осадка, переработка осадка бактериями, образование устойчивых минеральных модификации, кристаллизация и перекристаллизация.

3.1 Факторы и индикаторы катагенеза

Катагенезом называется стадия изменений вещественного состава и структуры осадочных отложений в стратисфере при повышенных давлениях в диапазоне от 10 до 200 МПа и температурах от 25 до 200°С (± 25°С) в присутствии и при активном участии поровых растворов.

Главными факторами катагенеза являются: 1) температура, достигающая на глубине 8-12 км, на границе с зоной метаморфизма, 300-350°С; 2) литостатическое давление, которое на этих глубинах доходит до 180-290 Мн/м2 (1800-2900 ат), и 3) поровые воды (растворы), взаимодействующие с компонентами породы.

3.2 Стадии изменения осадочных пород (катагенез, метагенез)

При катагенезе осадочные породы подвержены следующим процессам:

уплотнению; отжатию воды; растворению неустойчивых соединений; минеральному новообразованию; перекристаллизации.

Метагенез -- это стадия глубокого минералогического и структурного изменения осадочных пород в нижней части стратисферы, происходящего, главным образом, под влиянием повышенной температуры в условиях повышенного давления и присутствии минерализованных растворов. Метагенез осадочных пород заключается в изменении структуры пород и ассоциации минералов. В стадии метагенеза в глинистых породах исчезают минералы группы монтмориллонита, смешаннослойные образования. Преобладающее развитие приобретают гидрослюды высокой степени преобразованности (2 м) и хлорит. За счет глинистых минералов возможно образование серицита. В песчаных и алевритовых породах продолжается

деформация зерен кварца. За счет растворения под действием давления и одновременной регенерации зерна кварца приобретают призматическую, линзовидную или таблитчатую формы с ориентировкой больших граней перпендикулярно к направлению давления. В карбонатных породах продолжаются перекристаллизация и укрупнение зерен, а от фаунистических остатков сохраняются неопределимые реликты. Для стадии метагенеза характерны глинистые сланцы, кварцитовидные песчаники, мраморизоваиные известняки и доломиты, антрациты и другие сильно измененные осадочные породы.



4. Составные части осадочных пород (аллотигенные, аутигенные, органические остатки и т.д.)

Осадочные породы - это породы, образующиеся в результате преобразования в термобарических условиях верхней части земной коры осадков, которые являются механически или химически осажденными продуктами разрушения более древних пород, извержений вулканов, жизнедеятельности микроорганизмов, животных и растений.

Составные части осадочных пород делятся на: аллотигенные (аллохтонные) и аутигенные (автохтонные) компоненты.

Аллотигенные (аллохтонные) -- это фрагменты, принесенные в данную породу извне, уже сформировавшиеся где-то в других местах и часто в результате иных, неосадочных процессов. К ним относятся:

реликтовые аллотигенные компоненты - это неизмененные обломки минералов и горных пород, унаследованных от материнских пород, которые были подвергнуты выветриванию; гипергенные или экзогенные компоненты - это новообразованные минералы кор выветривания; вулканогенный или пирокластический материал; космогенный материал, поступающий из космоса.

Аутигенные (автохтонные) компоненты образуются на месте своего нахождения: седиментационные, образованные биогенно или хемогенно во время процесса осадконакопления; диагенетические, образованные во время преобразования осадка в осадочную горную породу; катагенетические, образованные на этапе существования и преобразования осадочных пород в земной коре; метагенетические, образованные при преобразовании осадочных пород в метаморфические. Практически автохтонными являются и органические образования в виде остатков скелетов организмов: как одиночных, так и колониальных, как внутренних (кости), так и внешних (раковины).



4.1 Текстуры и структуры осадочных пород

Текстура -- это черты строения осадочной горной породы, определяемые способом выполнения пространства, расположением составных частей и ориентировкой их относительно друг друга. Текстуры «крупноразмерны», выделяются и описываются в поле и крупных штуфах. К текстурам относится большинство видов слоистости, знаки ряби и т.д. Ряд текстур неплохо виден и в отдельных образцах, но чаще всего текстура породы в образце, а тем более в керне из-за их относительно небольших размеров определяется как массивная, что отнюдь не отражает истинной текстуры породы. Вместе с тем некоторые виды текстур удается наблюдать и в шлифах. К ним относится микрослоистость, в том числе градационная, микростилолиты и т.д.

Под структурой породы понимается совокупность признаков, определяемых морфологическими характеристиками отдельных составных частей породы, т.е. слагающих ее фрагментов -- их типом, формой, размером, однородностью или неоднородностью этих размеров и т.д. Эти показатели частично определяются при визуальном изучении образцов, штуфов, а иногда и естественных обнажений, и горных выработок. Так, лишь в обнажении можно определить структуру крупногалечных конгломератов; структура гравелитов, дресвитов, некоторых органогенных известняков может быть установлена в образцах. Многие же структуры более надежно устанавливаются и подробнее описываются в шлифах под микроскопом. В зависимости от размерности фрагментов различают макро-, микроструктуру.

4.2 Принципы классификации осадочных пород

Общепринятого подразделения и классификации осадочных пород до сих пор не разработано. В принципе, возможно деление по разным основаниям -- генетическим, вещественным, структурным, технологическим и т.д. В последние годы ведущими литологами страны разработана классификация осадочных пород, основанная на выделении осадочных пород в группы, используя минеральный состав отложений. Так в классификации В.Т.Фролова (1992) выделяются четыре группы осадочных пород. Этой же классификации придерживается О.В.Япаскурт (2008). Близкая классификация предлагается В.Г.Кузнецовым (2007).

Таблица 1.



5. «Практическая литология»

5.1 Обломочные породы

К обломочным породам относятся породы, на 50 % и более состоящие из обломков. Систематика этой группы пород проводится по структурному принципу и прежде всего по размерности слагающих их обломков.

Основные типы обломочных пород:

грубообломочные, основу составляют обломки размером более 1 мм (иногда дресвяно-гравийные породы, размер обломков которых составляет 1-10 мм, выделяют как породы крупнообломочные), крупные обломки соответствующего размера, определяющие отнесение породы к той или иной группе по объёму и массе обычно составляют более 50 % породы;

песчаные породы состоят на 50 % и более из частиц величиной 0,1-1,0 мм, выделяют крупно-, средне- и мелкозернистые песчаные породы, рыхлые песчаные образования называют песками, сцементированные -- песчаниками; осадочный дифференциация глина боксит

алевритовые породы;

вулканогенно-осадочные породы состоят из продуктов вулканической деятельности смешанных с обломочным, хемогенным, биогенным или глинистым материалом, различают: туфы, в которых наряду с основой -- вулканическим пеплом, присутствует до 10 % осадочного материала; туффиты -- состоящие на 50--90 % из вулканогенного и на 10--50% из осадочного материала.

5.2 Алевритовые породы. Лесс, его свойства и теория происхождения

Алевритовые породы относятся к числу широко распространенных осадочных образований. Их основная часть, составляющая 50% и более, -- обломочные частицы величиной 0,01--0,1 мм. Сыпучие или слабосцементированные породы называют алевритами, а крепкие, сцементированные -- алевролитами. Среди них различают крупно-, средне- и мелкозернистые. В алевролитах выше доля устойчивых минералов -- кварца, мусковита, халцедона, характерно присутствие органического вещества. По минеральному составу среди алевритовых пород выделяют мономинеральные, олигомиктовые и полимиктовые разновидности. Для алевритов характерна тонкая горизонтальная слоистость, реже наблюдается косая слоистость. Окраска пород в зависимости от примесей может быть самой различной -- светло-серой, черной, кирпично-красной, бурой, зеленой.

Алевритовые породы образуются в различных палеогеографических условиях. Наиболее распространены их морские, озерные, речные и эоловые разности. К современным представителям последних относятся некоторые виды лёсса.

Лёсс -- скрытослоистая, однородная известковистая осадочная горная порода светло-жёлтого или палевого цвета. Преобладают (40-50%) зёрна 0,01-0,05 мм, частично представленные агрегатами, образовавшимися при коагуляции коллоидных и глинистых частиц (менее 0,002 мм). Зёрна лёсса состоят из кварца, полевого шпата, в меньшем количестве -- из слюд, роговой обманки и т. д.; в отдельных прослоях изобилует вулканический пепел, переносившийся ветром на сотни километров от вулкана. Различают лёсс "холодный" (со следами ископаемой мерзлоты) и "тёплый".

Особенностью свойств лёсса является резкое падение прочности структурных связей при увлажнении, что приводит к просадкам, развитию лёссового псевдокарста, потере несущих свойств грунтов в основании узких фундаментов и свай, интенсивному оврагообразованию и т.д.

Происхождении лёсса связывали с деятельностью ветра, дождевых и талых снеговых или глетчерных вод, почвообразованием, выветриванием или периодическим промерзанием материнской породы, вулканизмом, осаждением космической пыли, осадкообразованием в реках, озёрах и морях. Немецкий географ Ф. Рихтгофен (1877) доказал субаэральное (на суше при ограниченной роли воды) происхождение китайского лёсса. Популярны теории ветрового (В. А. Обручев), почвенного (Л. С. Берг) и комплексного (ветровые, делювиальные и почвенно-элювиальные процессы в засушливом климате) происхождения лёсса.

5.3 Глинистые породы. Химический и минералогический состав глин. Методы диагностики минералов глин

Глинистые породы состоят из глинистых минералов и тонкодисперсных обломочных материалов -- пелит (размер частиц <0,01 мм). Глинистые частицы в основной своей массе имеют размер менее 0,004 мм. В качестве примесей в глинистых породах присутствуют алевритовые,

в меньшей степени песчаные зерна кварца, полевых шпатов, мусковита, кальцит, доломит, оксиды и сульфиды железа, углифицированные растительные остатки, фосфаты и некоторые другие соединения. Наиболее обычные примеси -- алеврит, песок, кальцит. Суммарное количество примесей в глинах может составлять до 50%. По физическим признакам -- прочности, плотности, пластичности, размокаемости в воде различают глины и аргиллиты.

Глинистые минералы -- это представители слоистых силикатов. Они состоят из тетраэдрических, октаэдрических, иногда бруситовых и других кристаллических сеток, чередующихся определенным образом в каждом из минералов. Основные элементы глинистых минералов-- кислород, кремний, алюминий, кроме того возможно присутствие кальция, магния, железа, калия и натрия. На основании различий в строении, составе и свойствах глинистые

минералы объединяются в четыре основные группы: каолинита, гидрослюды, монтмориллонита и хлорита, получившие название по ведущему минералу. Кроме того, выделяют смешаннослойные образования, состоящие из структурных слоев нескольких типов и представляющие собой переходные разности от одного минерала к другому. В группу каолинита входят каолинит, диккит, накрит и галлуазит. Представители группы гидрослюды-- гидрослюда (иллит) и глауконит, группы монтмориллонита, бейделлит, нонтронит, волконскоит и сапонит. В группу хлорита входят шамозит и хлориты, среди которых различают железистую, железистомагнезиальную и магнезиальную разновидности.

5.4 Кремнистые породы (классификация, происхождение, основные представители)

Кремнистые породы или силициты - это осадочные образования, которые на 50% и более сложены биохемогенным кремнеземом. По составу выделяются опаловые, халцедоновые, кварцевые и смешанные, опал-кристобалитовые и чаще халцедон-кварцевые породы. По структуре все кремнистые породы разделяются на две большие группы: с биоморфной и абиоморфной (не биоморфной) структурой с дальнейшими, более дробными подразделениями.

Таблица 2.

Кремнистые породы образуются в результате осаждения кремнезема в океанических, морских и континентальных бассейнах. Источник кремнезема -- бассейновые воды, а также подводные вулканы и термальные воды, поступающие по разломам в морских и океанических бассейнах. Переход кремнезема в твердую фазу осуществляется биогенным, а также химическим путями в связи с охлаждением термальных вод и, как следствие, понижением растворимости SiC>2. В континентальных условиях кремнистые породы возникали в пресноводных озерах за счет жизнедеятельности диатомовых водорослей. В водоемах вулканического происхождения кремнистые осадки могли образовываться за счет химического осаждения.

5.5 Карбонатные породы (классификация, происхождение, основные представители). Глиноземистые породы

Карбонатные породы --это породы, более чем на 50 % сложенные минералами -- солями угольной кислоты. Основные составные части карбонатных пород -- кальцит (СаСОз) и доломит (СаМg(СО3)2).

Кроме того, могут присутствовать арагонит, магнезит, сидерит.

Иногда в значительном количестве (до 50%) присутствует глинистый материал. В некоторых разностях карбонатных пород встречаются обломочные зерна песчаной и алевритовой размерностей, тонкодисперсное обугленное органическое вещество, аутигенные кварц и халцедон, оксиды и сульфиды железа, сульфаты и другие образования.

Таблица 3.

Содержание СаМg(CO3)2, %	Порода ряда доломит -- известняк	Содержание, CaCO3, %	Порода ряда известняк -- глина	Содержание
0-5	Известняк	95-100	Известняк	0-5
5-25	Известняк доломитистый	75-95	Известняк глинистый	5-25
25-50	Известняк доломитовый	50-75	Мергель	25-50
50-75	Доломит известковый	25-50	Мергель глинистый	50-75
75-95	Доломит известковый	5-25	Глина известковая	75-90
95-100	Доломит	0-5	Глина	95-100



Известняки являются наиболее распространенными карбонатными породами. Они на 50 и более процентов состоят из кальцита. По происхождению известняки разделяются на органогенные (биогенные), биохемогенные, хемогенные и обломочные.

Доломиты - это карбонатные породы, сложенные на 50 и более процентов одноименным минералом. По генезису доломиты являются хемогенной породой. Доломиты образуются двумя путями:

1. путем химического выпадения СаМg(СО3)2 из растворов, для них характерны слойчатые текстуры, микро- и тонкозернистые структуры.

2. за счет замещения СаСО3 доломитом; структуры их яснокристаллические, нередко с «теневыми» структурами первичной породы.

Мергели - породы промежуточного состава в ряду глина - известняк. Их основной составной частью являются кальцит (около 50%) или доломит и глинистый материал.

Осадочные глиноземистые (алюминистые) породы в значительной своей части представляют скопление алюминийсодержащих минералов с высоким содержанием глинозема (Al2O3). Главнейшие компоненты этих пород -- моногидраты диаспор, бемит -- AlOOH и тригидрат гиббсит (гидраргиллит)--Al(OH)3. Кроме того в глиноземистые породах часто присутствуют другие минералы с высоким содержанием алюминия -- каолинит, высокоглиноземистый шамозит и некоторые другие. Часто породообразующими являются минералы железа -- гетит, гидрогетит, гематит.

5.6 Бокситы и латериты. Теория происхождения бокситов

Основные алюминистые осадочные породы -- бокситы, а также их элювиальная разновидность латерит. Бокситы и латериты -- многокомпонентные породы. Прочность их непостоянна. Встречаются рыхлые разности и очень прочные, твердые, иногда царапающие стекло. Цвет пород в значительной степени определяется количеством и формой нахождения железа. Наиболее характерна коричневато-красная окраска различной интенсивности и оттенков, но встречаются розовая, светло-серая, желтая, белая и даже черная разности. Структура пород весьма разнообразна. Характерны бобовая, оолитовая, пелитоморфная, а также конгломератовидная, афанитовая. Условия образования бокситов недостаточно изучены. Считают возможным их формирования на древних (палеозойских и старше) корах выветривания, в результате размыва и переотложения латеритной коры выветривания на суше или в морских бассейнах. Возможно также образование бокситов в озерах и морях вследствие коагуляции и осаждения гелей глинозема, принесенных с суши.

5.7 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 FenAl(Si3AlO10) (OH)6 *nН20. Породы содержат значительное количество примесей, среди которых обычны кремнезем (10--40%), глинозем (3--10%), глинистые минералы (каолинит, гидрослюда, хлорит), кальцит, слюды, пироксены и др.

Главнейшие представители железистых пород -- железистые

кварциты, бурые железняки, сидериты, шамозиты. Железистые кварциты (джеспилиты) -- древние докембрийские осадочные породы, к настоящему времени сильно изменены и метаморфизованы.

5.8 Фосфатные породы (классификация, генезис)

К фосфатным породам относят осадочные образования, в которых содержится не менее 25--35 % фосфатных минералов или 10--15% Р2О5. В чистых минералах содержание фосфорного ангидрита может составлять до 35-- 40%. Наиболее распространенные фосфатные минералы в осадочных породах -- каллофанит Can(PO4)m(OH)p, гидроксилапатит Ca5(PO4)з(ОН), фторапатит Ca5(PO4)3F.

Значительную часть породы -- до 60% и более, составляют компоненты-спутники. Они представлены главным образом глинистым материалом, карбонатами кальция и магния, песком, алевритом, а также органическим веществом, опалом, глауконитом, пиритом и другими веществами, присутствующими в небольших количествах (торий, уран и др.).

По месту образования различают фосфориты морские и континентальные, а по условиям залегания -- пластовые и конкреционные. Среди последних выделяются лучисто-конкреционные и желваковые.

Пластовые фосфориты представляют собой зернистые темноцветные образования, напоминающие песчаники или гравелиты. Частицы, слагающие их, нередко покрыты концентрическими слоистыми оболочками фосфата более поздней генерации. Размер зерен преимущественно 0,1 - 1 мм, форма их шаровидная, эллипсоидальная или неправильная. Сцементированы зерна обычно аморфным фосфатом или кальцитом.

Конкреционно-лучистые фосфориты представляют собой шаровидные образования размером от единиц до 20 см, залегающие в глинистых породах.

Желваковые фосфориты слагаются стяжениями фосфата, имеющими разнообразные форму и размер.

Генезис фосфатных пород недостаточно ясен. Структура, текстура и формы залегания пород дают основание считать фосфориты полигенетическими, но почти всегда связанными с жизнедеятельностью фауны и флоры.

Согласно современным представлениям, многие пластовые фосфориты образуются на морском шельфе. Желваки и конкреции фосфоритов образуются в стадию диагенеза. Фосфаты неравномерно пропитывают осадок, при этом образуются неправильные стяжения, желваки, в которых фосфатное вещество служит цементом. Кроме того, фосфориты могут образоваться при массовой гибели позвоночных организмов (рыб, млекопитающихся), при этом фосфат кальция концентрируется в костях и чешуе. Известны также фосфоритовые галечники и конгломераты, образование которых связывают с перемывом желваковых фосфоритов, механическим разрушением пластовых фосфоритов и переотложением образующихся при этом обломков.

5.9 Марганцевые породы

Марганцевые породы -- это породы, содержащие свыше 10% оксида марганца. Основные марганецсодержащие минералы в осадочных породах -- оксиды: псиломелан mMnO*MnO2 x nН20, пиролюзит MnO2, манганит MnOOH и в меньшей мере карбонаты -- родохрозит MnCO3 и манганокальцит (Mn,Ca)CO3. 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 % марганца, относятся к рудам. Наиболее богатые, не требующие обогащения руды, содержат свыше 35--40 % марганца.

Марганцевые окисные породы образуются в водной среде,

о чем свидетельствует присутствие в них спикул губок, остатков рыб и других организмов. Перенос марганца в бассейн седиментации мог осуществляться как в коллоидной, так и в ионной форме. Местом накопления марганцевых осадков были области морского мелководья и озера, где окислительная обстановка царит не только в придонном слое воды, но и в осадке.



5.10 Соли (классификация, происхождение и распространение)

В группу соляных пород, или эвапоритов, объединяются осадочные образования гидрохимического происхождения. Это преимущественно сульфаты и хлориды натрия, калия, кальция и магния. Основные минералы соляных пород -- галит NaCl, сильвин KCl, карналлит KClMgCl2 · 6Н20, бишофит MgCl2·2H2O, гипс CaSO4 ·2Н20, ангидрит CaSO4, полигалит CaSO4MgSO4K2SO4 · 2Н2O. В качестве примесей в соляных породах присутствуют глинистый материал, оксиды и сульфиды железа. Из карбонатных минералов может присутствовать доломит.

Соляные породы разделяются на две большие группы:

сульфаты (гипсовые и ангидритовые породы);

хлориды (каменная соль и сильвинит).

Соляные породы образуются в водной среде в результате

выпадения солей в осадок из высокоминерализованных вод в эпиконтинентальных морях, засолоненных лагунах и озерах. Необходимые условия для выпадения солей в бассейне наступают в обстановке жаркого засушливого климата при малом выпадении атмосферных осадков при условии, что испарение воды компенсируется притоком океанических (морских) или речных вод. Не обязательно они должны быть высокоминерализованными. В результате испарения воды концентрация солей увеличивается до необходимого уровня.

Соляные породы распространены на всех материках, исключая Антарктиду.

5.11 Каустобиолиты. Основные представители сапролиты, гумусовые породы. Липтобиолиты

Каустобиолиты относятся к органогенным горным породам - биолитам среди которых имеются и негорючие породы (акаустобиолиты), например, рифогенные известняки и другие образования, состоящие из скелетов различных организмов.

По условиям образования каустобиолиты разделяются на два ряда: угольный (гумусовый) и нефтяной (битумный).

Каустобиолиты угольного ряда охватывают образования сингенетичные осадкам и породам (торфы, угли, горючие сланцы, липтобиолиты). К липтобиолитам относятся органические вещества, состоящие из наиболее устойчивых химических компонентов растительности - смол, восков, споронинов, кутикулы, пробковой ткани. Представителями этой группы каустобиолитов являются янтарь, фихтелит, тасманит.

Каустобиолиты угольного ряда характеризуются высокими концентрациями исходного, а также преобразованного ОВ. Торфы и угли содержат не менее 50 % ОВ, а горючие сланцы - не менее 10-20 %.

К каустобиолитам нефтяного ряда относятся горючие углеводородные газы, нефти, асфальтовые битумы, озокериты и другие вещества. Все они образуются из рассеянного органического материала и характеризуются тем, что их залежи формируются в результате миграции и последующей аккумуляции углеводородов. Сюда относятся и битумоиды - вещества, рассеянные породах и растворимые в нейтральных органических жидкостях.



Литература

1. Кузнецов В.Г. Литология: Учеб. для вузов. -- РГУ нефти и газа имени И.М.Губкина, Москва, 2018 г., 410 с.;

2. Прошляков Б. К., Кузнецов В. Г. Литология: Учеб. для вузов. -- M.: Недра, 1991. -- 444 с.: ил.;

3. Япаскурт О.В. Литология: Инфра-М, Москва, 2016 г., 359 стр.

Размещено на Allbest.ru

...