1.Литология как наука об осад. г.п., её задачи и структура

1.Литология как наука об осад. г.п., её задачи и структура.
Литология - наука об осадочных горных породах и осадочных комплексах, связанных с ними
полезных ископаемых, их составе, строении, происхождении, закономерностях пространственного и
геохронологического распространения.
Первая часть составляет фактологическую основу. В нее входит детальное изучение конкретного
объекта литологии- осадочных пород, изучении их состава, строения, свойств, вторичных изменений,
условий залегания, механизмов и обстановок образования, эволюция в течении геологической
истории. Структура – совокупность признаков определяющих
Вторая часть- общая или теоретическая, которая исследует общие закономерности осадочного
процесса и породообразования- его стадийность, обстановки осадконакопления, закономерности
размещения осадочных толщ в пространстве и т.д. условно она теористическая литология включает
три тесно связанных направления: Стадиальное или стадиально литологическое: рассматривает
историю
осадочное
породы;
Седиментационно-генетическое:
механизмы
и
условия
осадконакопления, влияние на осад. процесс внешних факторов; Историко-литологическое или
эволюционное: эволюцию породообразования в истории Земли.
2.Основные этапы образования и преобразования осадочных горных пород.
Осадочные горные породы- геологические образования, представляющие собой закономерные
ассоциации минеральных или органогенных, или тех и других продуктов, возникшие на поверхности
литосферы и существующие в термодинамических условиях, характерных для поверхностной части
Земной коры.
Осадочный процесс начинается с образования различными путями и способами осадочного
материала: вулканизм, выветривание, живое вещество. Следующая стадия перенос осадочного
материала. Третья стадия- осаждения осадочного материла, его сидементация.- эьт стадия
объединяются в понятие седиментогинез. Далее следующая стадия это Диагенез, и наконец
катагенез.
3.Стадия выветривания-обстановки, процессы, результаты.
Выветривание- разложение и изменение горных пород в поверхностных условиях под действие
внешних агентов.
Физическое. Морозное-в условиях умеренных и высоких широт. Организмы сверлят.
Температурное. В результате физического выветривания образуется диспергированный
размельченный материал.
Химическое. Вода- гидратация, гидролиз, растворение. Кислород- при окисление сульфидов
образуются сильные кислоты, которые в свою очередь, оказывают активное влияние на растворение
и изменение породы. Организмы- органические кислоты разлагают минералы и породы. Все
действую в комплексе.
Разложение в поверхностных условиях алюмосиликатов:
1.ортоклаз + CO+ H2O+ nH20= гидрослюда+ опал.
2.гидрослюда+ СO2+ H2O= каолинит+ К2СО3
3.каолинит+nH20= боксит+ опал.
Опал в щелочной среде растворяется и кремнезем выносится. Если в исходно породе железолатерит образуется. Если орг кислоты создают кислую восстановительную среду железо выносит и
образуется боксит.
В результате образуются-коры выветривания
1
4.Коры выветривания- процессы образования, строение, состав. Влияние климата на
процессы выветривания.
Стадийность процессов выветривания ведет к опред зональности. В основании менее измененные,
в кровле- преобразование максимально.
В «ледовом» климате преобладает морозное выветривание. По периферии этих зонна грницы с
телым климатом начинается разрушени ПШ с появление гидрослюд. идут процессы окисления
Аридный жаркий климат- преобладает темпратурное и эоловое выветривания. Химическое ведет
к накоплению сульфатов щелочных металлов, оксидов железа, иногда формированию гидрослюд и
минералов группы монтмориллонита. Пустынный загар. В услових ледового и аридного климата
мощности кор невелики.
В условиях гумидного климата процессы выветривания реализуются наиболее полно. Где в
условиях обилия органических кислот выветривании идет по кислому типу с образованием
каолинита и оксидов алюминия.
Площадные- на относительно большой территории и не большой состав. Линейные в зонах
разломов
Гальмиролиз. Факторами, агентами являются соленость и состав морской воды, t и р придонного
слоя газовый состав воды, характер донной биоты.
Переработка вулканических пепла с образованием монтмориллонита. Отсутствие вертикальной
зональности.
5.Формы и агенты переноса и отложения осадочного материала.
Формы переноса определяются механизмом его образования- обломки, растворы( истинные и
коллоидные), газы, биогенная миграция элементов и соединений. Агентами переноса являются вода,
атмосфера, организмы, сила тяжести.
Способы осаждения обломочного материала зависит от характера переносимого материалаобломочного или растворенного, а также от агентов переноса-воды, ветра, льда и т.д.
Осаждение обломочного материала происходит при снижение энергии транспортирующей среды.
Осаждение растворенных веществ. Осаждение колоидов и истинных растворов.
2
6.Перенос и отложение обломочного материала.
Перенос обломочного материала. Водный. Осуществляется реками.18,53 млрд.т. выносят реки в
мировой океан. Волочение по дну, сальтация. Во взвеси. Горные реки- гравий гальки. Равнинныезерна песчаной и алевритовой размерности. Наименее устойчивые- оливин, пироксен, основные
плагиоклазы. Мало устойчивые- средние плагиоклазы, амфиболы. Относительно устойчивые- кислые
плагиоклазы, ортоклаз, микроклин. Объем переносимого материала в реках тропического и
субтропического климата выше чем в реках умеренных широт. В озерах и морях материал
перераспределяется по акватории уже в результате волнений и течений. Мощным фактором переноса
являются морские течения. Гравитационные потоки( турбидиты) на бровке шельфа при переходе в
континентальный слой. Отложения получили названия гравититы, которые подразделяются на 3
класса: 1-оползневые и обвальные 400-500 км, 2-вязкие потоки разжиженного осадочного материала
большой плотности до 1000 км, 3-собственно турбидитные потоки 1000-2500 км.
Перенос обломочного материала в атмосфере. и льдом
Перенос растворенного материала. Растворенный материал в двух формах- истинный и
коллоидный раствор. Коллоиды мигрируют в виде FeOH AlOH, SiO2, MnO2, на них также
сорбируются и сними переносятся многие малые элементы- ванадий, хром, никель. Перенос истинно
растворенного материала осуществляет реками. При это в речном стоке обладают семь главных
ионов- HCO3 SO4, Cl,, Ca, Mg, Na, K, кторые по усти дела определяют ионный сток.
Перенос в газообразной форме. Источники газов-вулканические извержения, жизнедеятельность
организмов. Газы атмосферы и есть форма миграции вещества в газообразной форме.
Биогенная миграция. Вовлекаются основные элементы слагающие живое вещество- C, O, H, P, K,
N, а также идущее на построение скелетов- Ca, Si, Mg, Sr.
Осаждение обломочного материала.
Осаждений растворенных веществ.
Осаждение коллоидов-при снятии заряда нейтрализации коллоидных частиц- под действием
электролита( река-море), при взаимодействие разно заряженных коллоидов.
Осаждение истинных растворенных веществ за счет достижение и превышение предела
растворимости, деятельности организмов, сорбция.
1.осаждений за счет превышения предела растворения-за счет повышения концентрациииспарение; появление менее растворимых соединений- процессы окисления и восстановления
элементы с переменной валентностью; за счет изменения геохимической обстановки- изменение
кислотно-щелочных свойств среды сидерит рН 6,6-7,2 кальцит 7,5-8. Соляные озера реки и озера
подземные воды болота рудничные воды; изменение концентрации СО2. деятельность
организмов. Построение своих тел, биофильтрация, биота создает геохимеческую обстановку. Орг
вещесвто является активным сорбентом. Осаждение за счет сорбции- существенное значение для
элементов с низким кларком. Сорбенты- глинистые минералы, гидроксиды железа и марганцачастично сорбируют и осаждают их из воды бассейнов сидементаци, но значительная общая часть
приносится сюда уже сорбированной на коллоидах и осаждается с ними. Маргинальные фильтры.
3
9.Дифференциация осадочного материала-основные этапы и типы дифференциации.
2 типа-механическая и химическая
В процессе перенос сначала образуются песчаные осадки, а более тонкий материал переносится
дальше, затем алевритово-песчаные, и наконец алевритовые и глинистые. При переносе и осаждении
обломки размещаются не только по их крупности, но и по удельному весу и форме ( гидравлической
крупности). По мере переноса и разделения и осаждения вещества по гидравлической крупности
происходит и изменение минерального состава. Наименее устойчивые минералы- оливин, пироксен,
обломки эффузивных пород разрушаются механически. Происходит упрощение минерального
состава и обогащение устойчивым кварцем.
Пуставалов рассматривал химическое разделение вещества по мере удаления от источников снова,
постулируя поступления вещества с суши. Также он видел основную причину химической
дифференциации в разных значениях рН среды и закономерное в пространстве изменение кислотнощелочных свойств природных сред от кислых и слабо-кислых на суше (болота)до слабощелочных в
морях и океанах и щелочныз в некоторых лагунах с повышенной соленостью.
Так в гумидной зоне где рН<7 химическая диф идет следующим путем:
Окислы Al, окислы Fe, окислы Mn, силикаты Fe, сидерит, фосфаты Ca
В аридно зоне:
Кальцит, фосфаты Са, доломит, CaSO4, NaCl, KCl, MgCl2,MgSO4
При этом карбонаты образуются в обеих климатических зонах. Также разделение и осаждение
вещества, которое Пустоваловым считалось истинно растворенным не всегда таково и зависит от
форм переноса, динамики среды, климата и целого ряда других факторов. К примеру, разделение
вещества в изолированной и полу изолированных бассейнах аридной зоны, где осаждений солей идет
не с изменением pH, а с изменением солености.
Большое
значение
имела
биогеннаая
дифференциация,
которую
сформулировал
Г.Ф.Крашенинников. Он выделил 5 групп продуктов биогенной дифференциации, или точнее
биогенного осадконакопления: минеральные вещества скелетов; собственно органические
соединения, которые обычно образуют примеси в осадочных породах; органогенно-минеральные
соединения костных и хитиновых покровов; соединения металлов, которые переходят в
нерастворимые формы в результате специфических геохимических условий среды, создаваемой
разлагающимся органическими соединениями на дне водоемов и в иле; продукты жизнедеятельности
человека. Им была предложена схема размещения этих продуктов по фациальному профилю от
внутренних частей материков до океанов.
Также выделяется биогенная дифференциация вещества, не связанной с расстоянием от суши.
Например распределение кремнистых осадков в мировом океане, 3 пояса: южный, северный,
экваториальный.
Крашенинников отметил 2 области концентрации органического вещества прибрежнуюорганический материал гумусового типа, и континентальный склон с накоплением сапропелевого
органического вещества.
Таким образо, в осадочном процессе выделяется два этапа глобального разделения вещества:
первый-на стадии выветривания где на классическом примере выветривании алюмосиликатов в
условиях гумидного климата вначале отделяются и поступают в миграцию щелочные металлы, затем
земельнощелочные и на заключительной стадии кремнезем, гидрооксилсы остаются при этом в коре
выветривания, и второй- на стадии и переноса осаждения вещества.
4
10.Стадия диагенеза- обстановки, движущие силы, процессы, результаты.
Диагенез-стадия превращения осадка в породу.
Осадок это системы неуравновешенные, а породы- это уже системы физически и геохимически
уравновешены. Таким образом, диагенез- уравновешивание сложной и часто многокомпонентной
системы реакционноспособных веществ в термодинамических условиях поверхности земной коры.
Движущими силами диагенетических процессов являются «внутренние противоречия» при
незначительном в целом воздействии, проявляющимся преимущественно в давлении
накапливающихся новых осадков.Процессы этой стадии можно объединить в несколько групп:
 Уплотнение осадка и удаление воды
 Цементация из иловых вод.
 Преобразования неустойчивых минералов в устойчивые
 Растворение и разложение неустойчивых в данных условиях минералов и соединений
 Кристаллизация и перекристаллизация вещества
 Образование новых минералов
Литификация «окаменение»
Проявляется прежде всего в уплотнение осадков, сопровождающимся удалением межзерновой
воды, снижением пористости и увеличением плотности.
Так начальная пористость илистых глиничтых осадков составляет 65-85% при плотности 1,2-1,3,а
кконцу диагенеза снижается до 40-60%, плотность 1,6-1,8. Характер и степень уплотнения тесно
связаны с петрографическим составом осадков. В максимальной степени уплотняются глинисты илы,
в минимальной- изначально твердые биоморфные и особенно биогермные известняки и доломиты.
К литификации, образованию твердой субстанции ведет и цементация осадка за счет образования
аутигенного цемента
Образование устойчивых минеральных модификаций
Многие организмы строят свой скелет из арагонита и высокомагнезиального кальцита, то есть
минерала с кристаллической решеткой кальцита, но содержащего до 15-20% MgCO3. Подобная
структура из-за существенных различий ионных радиусов кальция и магния крайне неустойчива, и
это соединение очень быстро распадается с образованием обычного кальцита.
Растворение и разложение компонентов осадка обусловлена специфическим составом иловых
вод, своеобразным показателем их кислотно-щелочных свойств и окислительно-востановительного
потенциала среды. Так при окислительном разложении органического вещества образуется диоксид
углерода, который способствует растворению карбонатов.
Кристаллизация и перекристаллизация. Многие соединения попадают в осадок в виде коллоидов
и последние постепенно теряют воду, кристаллизуются.
Интенсивно перекристаллизуются в диагенез многие солевые минералы, при этом скилетные
формы минералов переходят в полнокристаллические с образованием крупных кристаллов.
Образование новых минералов
Глауконит-образуется за счет синтез из коллоидов кремнезема, гидрооксидов железа и алюминия,
ионов калия.
Ряд минералов образуются при перераспределении органического вещества в иловых водах, в
процессах ведущую роль играют изменения кислотно-щелочных свойств среды, которые в свою
очередь определяются наличием организмов, и прежде всего бактерий.
5
11.Климатические типы литогенеза
Н.В. Страхов выделил 4 типа литогенеза: ледовый, аридный, гумидный, эффузивно-осадочный.
Ледовый. В областех с отрицательной среднегодовой температурой. Крайне ограниченное
развитие организмов и соответственно их развитие на осадочный процесс. Выветривание
практически только в виде механического дробления и морозным выветриванием на непокрытых
льдом участков. Главный агент переноса-лед, в ограниченном масштабе текучие воды. Осаждение
обломочного материала обусловлено остановкой движением ледника, когда формируются конечные
морены, его таянием. В результате в зоне нивального климата образуются практически только
обломочные породы. Диагенетичские процессы из-за отсутствии органики представлены только
механическим уплотнением.
Гумидный. В эту зону объединяются обширные зоны умеренных, субтропических и тропических
широт. Общим является обилие влаги и плюсовая среднегодовая температура. Отсюда и обилие
органики. В этой зоне происходит интенсивное выветривание, особенно химическое. Именно здесь
коры выветривания достигают максимальной величины и полноты. Ведущей формой переноса
осадочного вещества является водный. Эоловый резко ограничен. Водный перенос определяет
осаждение по законам механической дифференциации. Что касается осаждение растворенных
веществ то тут преобладают биогенные и биохемогенные организмы осаждения. Все это
обуславливает и специфических набор осадков и пород. Среди обломочных преобладают
олигомиктовые и мономинеральные разности, среди глин- каолиниты. В зонах умеренного климата
формируются многие фосфаты, кремнистые породы-диатомиты трепелы, опоки, в более теплых
условиях- карбонатых породы преимущественно известняки. Специфическими именно для данного
типа литогенеза являются такие породы как бокситы, железистые руды.
Аридный. Определяющие условие- высокие среднегодовые температуры и резкий дефицит влаги.
Отсюда относительная скудность органического мира. Меняется характер выветриванияпреобладает механическое дробление, при химическом сокращается вынос щелочноземельных
элементов. Образующийся обломочный материал в значительно степени полимиктовый. Идет
засолонение почв карбонатов кальция. Существенно возрастает значение эолового переноса.
Увеличивает доля переноса времеными потоками. Меняется соотношение способов осаждения.
Велика роль механического, также возрастает роль химогенного накопление. Специфическими
породами являются хемогенные эвапориты= гипсы, ангидриты, соли. На границах с гумидной зоной
образуются карбонатные породы, преимущественно доломиты.
Разработка учений о климатических типах океанического литогинеза принадлежит Лисицыну.
В океане практически отсутствует образование осадочного материала за счет выветривания.
Преобладающая масса материала поступает суши, при чем агенты его переноса в различных
климатических поясах во много аналогичны таковым в аналогичных зонах суши и шельфовых морей.
Из приполярный областей обломочный материал поступает путем ледового переноса. на долю
гумидных зон приходится 88% общего вносимого терригенного материала, на долю аридных и
ледовых-6%. В гумидной экваториальной зоне грубообломочного материала 6%, а глинистого 67%,
резко сокращается количество нестойких минералов особенно пш, преобладают каолинит.
В аридной зоне тонкозернистая структура осадков из за эолового переноса. преобладают кварц
пши глины.
Еще более четко климатическая зональность в океанах проявляется в осаждении растворенных
веществ, кторое практически полностью происходит биогенным путем.
Гумидные зоны и прилегающие к ним ледовые-области развитися радиолярий и диатомей, сто
определяет формирование 3 поясов пелагического кремненакопления: северного-диатомового и
радиолярево-диатомового, южного-диатомового, эквтариального-радиоляривого.
6
12.Геохимические фации-суть понятия, принципы выделения и значения в литологии.
Л.В.Пустовалов под современной геохимической фацией понимал часть земной поверхности,
которая на все своем протяжение обладает одинаковыми физико-химическими и геохимическими
условиями накопления и формирования осадочных горных пород.
С одной стороны, геохимическая фация, отражая лишь определенные свойства среды(соленость,
окислительно-восстановительный потенциал, кислотно-щелочную реакцию и т.д.) является частью
более общего понятия фация. С другой стороны, указанные геохимические параметры (особенно Eh
и рН) в большинстве случаев характеризуют не только и не столько обстановку в надонном слое
воды- собственно условия накопления осадка( обстановку седиментогенеза), сколько обстановку в в
илу- условия его преобразования в осадочную породу( обстановку диагенеза). Таким образом
геохимические фации во временном отношении более широкое понятие, так как характеризуют не
только обстановки седиментогенеза, но и диагенеза.
Наибольшее значение в связи с задачами нефтегазовой геологии получило выделение геохим
фаций по значениям окислительно-восстановительного потенциала(Eh).выделяют три большие
группы: восстановительные (-Eh), окислительные(+Eh), и промежуточные, в которых значение Eh
близко к нулю.
Восстановительные геохим фации формируются при дефиците кислорода и избытке
органического углерода. При этом элементы с переменной валентностью образуют минералы, в
которых они находятся в виде ионов низшей валентности.
Наиболее распространены сероводородная или сульфидная восстановительная геохим фация, в
которой Fe находится в форме пирита, и могут присутствовать также разнообразные сульфиды меди,
галенит, сфалерит и др., а также сидеритовая, где Fe входит в состав сидерита. Формирование той
или иной фации при общем отрицательном значение Eh обусловлено наличием или отсутствия
сероводорода, который обр-ся при восстановлении шестивалентной серы из сульфат-иона
сульфатредуцирующими бактериями. Поэтому сульфидная фация возникает обычно в морских или
солоноватоводных условиях. В пресных водоемах при отсутствии сульфатов формируется
восстановительная обстановка, но без сероводорода- глеевая. Восстановительные геохим фации
характерны для многих котловинных полуизолированных относительно глубоководных водоемов,
особенно с нарушенным гидрологическом режимом, для многих болот и озер.
При отсутствии органического вещества или нахождении его в нереакционноспособной форме
формируется окислительная геохим фация, характерная черта которых- наличие железа в виде
гематита или лимонита, а марганца- в виде его окисных соединений. Эти фации характерны для
большинства континентальных образований, многих мелководных и прибрежно-морских обстановок,
где в частности формируются лимонитовые железные руды, а также абиссали с красной
глубоководной глиной.
В промежуточных геохим фациях, где количество кислорода достаточно лишь для практически
полного окисления органического С и где нет значительного избытка ни органического вещества, ни
кислорода, образуются шамозит и глауконит, содержащие в своем составе Fe в форме оксида и
диоксида.
Учение о геохим фациях большое значение имеет в нефтегазовой геологии, так как накопление в
значительных количествах органического вещества и его дальнейшее преобразование в направлении
нефтеобразования возможно в восстановительных сероводородных и сидеритовой геохим фациях.
7
13.Стадия катагенеза- обстановки, факторы, процессы, результаты. Влияние климата и
тектоники на строение осадочных комплексов.
Катагенез- период существования породы, наступившей после образования из осадка породы, тех
или иных ее изменений, завершающийся ее ликвидацией либо за счет перехода в породу
метаморфическую, либо за счет разрушения, выветривания в поверхностных условиях. Процессы
катагенеза определяются преимущественно внешними воздействиями. Среди них ведущими
являются три фактора: изменение р, t и воздействие пластовых вод. Также процессы катагенеза
проходят в водной среде, воды также поставляют в систему те или иные компоненты и выносят их.
Важное значение в проявление тех или иных процессов и главное- их результатов, имеют сами
породы- их состав, строение, формы нахождения. Среди основных процессов можно ответить:
 Уплотнении, удаление и отжатие воды.
 Дегидратация минералов
 Кристаллизация, перекрист и регенерация минералов
 Минеральные новообразования, в том числе переход одних минералов в другие.
 Растворение
Уплотнение и цементация. В обломочных породах- по мере погружение происходит притирание
зерен друг к другу с появлением конформных контактов, дальнейшие возрастание давления и
уплотнение ведут к внедрению зерен и частичным растворением, и проявлению инкорпорационных
контактов, и наконец формирование микростилолитовых швов. Катагенетическое уплотнение ведет к
снижению пористости. Для песчано-алевритовых пород оно составляет 6-9% на километра на
глубине до 3,5 км, и 3-5% на километр на глубине больше 3,5 км. Для глинистых пород 11-15% до 1
км, 6-9% на 1-2км, 4-5% на 2-3км,и 1-3 % на глубинах больше 3км. При погружении идет также
уплотнение карбонатных пород, причем характер уплотнения зависит от структуры пород. В
известняках где преобладают форменные элементы с дигенетической цементацией, преобладающим
значением открытой пористости составляет 5-10%, а нередко поднимаются до16-20%. При этом в
интервале глубин 1600-2000м эти значения остаются неизменными. снижение пористости идет ниже
в связи с ее перекрист. Что касается кристаллических и прежде всего микрокристаллических пород,
то они к этим глубинам уже сильно уплотнены.
Грютзер выделил 5 стадий преобразования и зон разного физического состояния и свойств
карбонатных илов и пород в разрезах мощностью 1000км:1-уплотнение илов(70-100м), 2-растворение
органических остатков и переотложение кальцита( 70-100-200-250м), 3-интенсивная межзерновая
цементация и инкрустации, выполнение раковинок кальцитом, иловая консистенция сменяется более
плотной субстанцией- зона существования мела( 200-250-700м), 4-переходная мел в известняки( 700850), 5-гравитационное уплотнение известняков( более 850м)
Уплотнение при погружении сопровождается Растворением и переотложением материалакарбонатного, силикатного, кварцевого, с образованием соответствующих контактов и
регенерационных каемок.
Для карбонатных и солевых пород характерны кристаллизация и перекрист. То есть превращение
мелких кристаллов в более крупные. Подобные процессы сопровождаются дегидратации. Так опал
через кристобалит-тридимит переходит в халцедон и далее в кварц. Ангидрит в гипс
Принципиальное изменение минерального состава претерпевают глинистые породы. С
определенных глубин исчезает монтмориллонит, затем каолинит и смешаннослойные минералы, и
возрастает количество хлоритов. Трансформация глинистых минералов важно для нефтяной
геологии, т.к. переход монтмориллонита в слюду сопровождается выделением энергии. Это тепло
является ускоряющем фактором в созревании органического вещества и преобразования его у у/в.
Последние отделяются от исходного вещества, и выделяясь из породы, производят природный
флюидоразрыв, то есть сами создают себе емкость и превращают глины в коллектор.
С сокращением пустотного пространства происходит и удаление межозерновой воды. Ихз
песчаных пород при снижение пористости с 40 до 5% отжимается 350 млн.т воды на 1 км кубический
исходной породы. эта вода растворяет многие элементы компонентной части , в итоги эти растворы
содержат ионы Na, Ca, Mg, Cl, HCO3. При подъёме к поверхности они выделяются в твердые
продукты, тем самом образуются настоящие гидротермальные месторождения.
Влияние тектоники на строение осадочных комплексов
8
Тектонические колебательные движения способствуют трансгрессии и регрессии морских
водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Это отражается на составе и строении
отлагаю­щихся осадков. В общем случае регрессия сопровождается укруп­нением размера
обломочных частиц, трансгрессия ведет к накоплению более тонкозернистых осадков. В ряде случаев
в результате регрессии могут образоваться обширные мелководные водоемы, имеющие
ограниченную связь с открытым морем. В условиях жаркого засушливого климата соленость вод
таких бассейнов существенно возрастает, что может вызвать осаждение различных солей.
Вследствие тектонических движений изменяются положение областей сноса осадочного
материала на континентах, рельеф поверхности, скорость течения рек и временных потоков, что
сказывается на минеральном составе и размере обломочного материала. Тектонические
колебательные движения являются одной из основных причин слоистого строения осадочных толщ и
периодичности осадконакопления, что выражается в неоднократной повто­ряемости в геологическом
разрезе слоев пород одинакового или близкого литологического состава. В зависимости от
амплитуды и продолжительности колебательных движений, чередующиеся слои могут иметь
различную мощность — от долей сантиметра до нескольких метров, а слагаемые ими литологические
комплексы до­стигать нескольких сотен метров.
Тектонический режим в значительной мере определяет скорость накопления осадочного
материала. Установлено, что в геосинкли­налях она выше, чем на платформах. По данным В.Е.Хаина
(1956 г.) и А.Б.Ронова (1958 г.), средняя скорость накопления осадков в этих областях соответственно
составляла 30 - 320 и 3— 13 мм за 1000 лет. Подмечено также, что скорость накопления осадков на
равнинах ниже, чем в предгорьях, а в центральных частях океанических бассейнов — ниже, чем в
прибрежных обла­стях. Максимальные мощности и скорости накопления осадков характерны для
областей компенсированного прогибания.
Большое влияние на формирование осадочных пород оказывают тектонические движения и
магматизм, благо­даря которым в процесс образования осадочного материала вовлекаются крупные
массивы глубинных магматических и метаморфических пород.
Наконец, тектонический режим в значительной мере определяет размер и форму осадочных тел. В
платформенных условиях, при региональном продолжительном погружении обычно образуются
мощные геологические тела более или менее изометричной формы. В геосинклинальных прогибах —
осадочные тела при значительной протяженности (сотни и тысячи километров) имеют небольшую
ширину (десятки километров). С колебательными тектоническими движениями связано образование
карбонатных органогенных построек рифового типа.
Влияние климата см. вопрос 11
14.Роль жизни и органического вещества в осадочном процессе
Живое вещество как совокупность всех организмов-бактерий, грибов, растений, животных-и
продуктов их жизнедеятельности является мощнейшим фактором, влияющим на ход и результаты
осадочных процессов на всех стадиях литогенеза и во многом определяют его.
Учение Вернадского о геологической роли жизни обобщено в виде трех форм биогенной
миграции. Первая-это разложение пород на поверхности Земли под действием биогенных факторов и
с образованием остаточного твердого вещества и растворимых соединений, которые вовлекаются в
последующие перемещения. Вторая- усвоение организмами из растворов, атмосферы и пород, и
прежде всего почвы, биогенных элементов, а также элементов примесей и накопление им
организмами. Третья форма- накопление, разложение и минерализация (фоссилизация) отмерших
органических остатков.
Применительно к осадочному процессу эти формы биогенной миграции практически реализуются
на всех стадиях осадочного породообразования- при выветривании, осаждении, диагенезе и
катагенезе.
Кроме того организмы воздействуют на среду, определяя те или иные геохимические обстановки,
что по сути дела обуславливает характер самого осадочного процесса.
9
15.Органическое вещество и его влияние на процессы образования и преобразования
осадочных горных пород.
Органическое вещество воздействует на среду, определяя те или иные геохимические обстановки,
что по сути дела обуславливает характер самого осадочного процесса.
Организмы учувствуют в подготовке, создании осадочного материала на стадии выветриваниядробление горных пород и большее влияние оказывают продукты разложения организмов, которые
ускоряют а часто и определяют химические реакции растворения и разложения исходного вещества.
Так же организмы усваивают из растворов и пород и почвы, биогенные элементы, и элементы
примеси. Элементы в составе живого вещества- C,O,H,N,K,Fe,V. Другие входят в состав скилетов.
Совершенно ясно что в большей степени организмами усваивается углерод. В живом веществе его
в среднем больше чем в атмосфере в 880 раз. Биогенный углерод переходит в осадки и породы в
форме рассеянного органического вещества. По сути дела усваение вещества организмами ведет и к
его дальнейшему переводу в осадок. В больших степенях подобное породообразование
осуществляется за счет скелетного вещества организмов. Абсолютное большинство организмов
строят свой скелет из карбоната кальция, и их остатки слагают мощные толщи органогенных
известняков. Так же опоки, трепелы, диатомиты, радиолярии.
Важным механизмом осаждения вещества организмами, особенно в океанах является
биофильтрация, при этом идет осаждение не растворенного а взвешенного материала.
Биота влияет и на строение- структуру, и в значительной степени тексктуру образующихся
осадков, а затем и пород. Таковы структуры подавляющего вещества карбонатных пород и многих
кремнистых пород, структуры биотурбации, строматолитовые текстуры и т.д.
Донная и особенно микробиальная биота после захоронения, а также обитающие в осадке бактери
обуславливают и основные дигенетические процессы, связанные с окис-вост и кисл-щел свойтвами
среды, которые и создаются в результате жизнедеятельности организмов.
Появление фотосинтезирующих организмов, и прежде всего циано бактерий привело к генерации
свободного кислорода. Появились окислительные процессы в истории осадконакопления.
Влияние биоты на кисл-щел свойства реалузуется двумя свособами. Прежде всего афтотрофы
используют в процессе фотосинтеза угл газ, и снижают тем самым кислотность среды, поскольку
разрушают угольную кислоту, что ведет к повышению щелочности, и втом числе биохимическому
осаждению карбонатов. Второй способ- разложение самих органических веществ с образованием
органических кислот, и тем самым кислых сред.(болота)
16.Понятие о фациях и фациальном анализе.
Под фациями понимают физико-географические условия определенного времени, отличне от
условий того же времени в соседних смежных районах, которые(условия) находят свое выражение в
характере осадков и пород или первичном отсутствии отложения.
Микрофация- сумма всех палеонтологических и сидементологических показателей, которые могут
быть установлены в шлифах.
При генетическом анализе осадочных комплексов важное значение имеет изучение ( и
восстановление) механизмов осаждения, которые реализуются в виде генетических типов отложений.
Генетический тип- совокупность отложения образовавшихся в результате работы определенных
геологических агентов. Генетический тип определяется способом осаждения, а фация условиями.
Изучение фаций позволило установить ряд древних обстановок осадконакопления. Все
реконструкции так или иначе опираются на знания современных обстановок осадконакопления. При
этом нельзя современные условия механически переносить на древние, необходимо учитывать
общую эволюцию Земли. Относительно постоянным в истории земли были процечссы
механического переноса и осаждения вещества.
В геологической истории существовали очень глубокие и крупные моря-области соленакопления,
современных аналогов нет. Геохимические обстановки, состав фауны и флору менялись.
Большое прикладное значение фациального анализа, т.к. без знаний условий образования осадков
нельзя понять и обстановки формирования многих важных пи осадочного генезиса. Литологофациальные карты служат основой для прогноза осадочных пи.
10
17.Аллотигенные компоненты осадочных пород и их использование в фациальном анализе.
При изучении обломочного материала можно установить тип пород источников сноса, откуда этот
материал поступал. Гальки и валуны- это практически обломки не минералов, а пород, то есть к
примеру, наличие гранитной гальки указывает на развития в области суши гранитом.
Однако грубый материал далеко не переносится, поэтому метод применим лишь для близка
расположенных областей питания. При более длительной транспортировке гальки менее устойчивы
пород( глинистых сланцев, известняков-ракушечников, основных магм породи т.д.0 разрушаются, и
происходит относительна обогащение оставшегося материала более устойчивыми галькаи кварца,
кварцитов, окремнелых пород.
Широко используются для тех же целей- установления составных пород источников сноваобломочные зерна в песчаниках. Полимиктовые песчаник подразделяются на аркозы-продукты
разрушения гранитоидов, и граувакки- продукты разрушения основных, преимущественно
эффузивных пород.
Если в отложениях присутствуют обломки пород, то последние уже характеризуют состав
материнских пород, при их отсутствии рассматриваются ассоциации минералов- как
породообразующих так и акцессорных.
Так обилие в тяжелой фракции апатита, циркона, рутила, роговых обманок, а в тяжелой фракциикпш и кварца свидетельствуют о размыве гранитоидов. Ассоциация магнетита, титаномагнетита,
сфена основных плагиоклазов, амфиболов и пироксенов наиболее характерна для основных и
ультраосновных пород. Также эта ассоциация позволяет полагать относительно недалекий перенос и
аридный климат.
На размыв метаморфических комплексов указывает наличие дистена, ставролита, силиманита,
граната при значительном количестве в легкой фракции кварца с волнистым и мозаичным
погасанием.
О развитии водосборной площади указывает общая бедность минералами тяжёлой фракции,
наличие глауконита, кремней.
18. использование данных о структуре обломочных пород для фациального анализа.
По структуре обломочной части можно косвенно судить о рельефе областей питания. Чем он
выше, а точнее контрастней, тем более грубозернистый материал образуется и тем его больше.
Наличие грубообломочных частей говорит о резкой расчленённости рельефа, а размер галик и
валунов позволяет в ряде случаев оценить высоту разрушающихся гор.
В настоящее время имеется ряд удачных попыток использовать структурные данняе для
непосредственного выяснения генезиса отложения, или точнее- динамики среды отложений(
например диаграмма Пассега.)
Отсортированность отложений зависит от среды переноса и отложения ( воздушной или водной) и
характера движения. Эоловые осадки отличаются обычно высокой степенью отсортированности.
Осадки, отложенные при колебательных движениях водной среду, в связи с неоднократным
взмучиванием и переотложением характеризуются лучшей отсортированностью по сравнении с
осадками, отложенными при поступательно движении воды.
Осадаки отложенные вблизи берегов более грубозернистые , чем в центральных частях водоема.
Более грубозернистый состав отмечается также в полосе течений и в зоне более активного волнения
на отдельных поднятиях рельефа дна
11
19.текстуры осадочных пород и их использование в фациальном анализе.
Текстурные особенности пород- характер слоистости и разнообразные знаки на границах пластов,
ориентировка фрагментов породы, имеют большое значение для выявления условий происхождения.
Слоистость. Появление слоистой текстуры отражает изменение гидродинамики среды переноса
и осаждения, поэтому разные виды слоистости характеризуют разную гидродинамику.
Тонкая правильная слоистость часто характеризует условия накопления толщ, обогащенных
органическим веществом, которове в последствие может генерировать в углеводороды. Она может
встречаться в мелководных, и напротив, в очень глубоководных отложениях. Общее необходимое
условие ее формирования- спокойная обстановка в природном слое, так отсутствие волнения и
придонных течений, котоыре взмучивали бы осадок, способствуют сохранению тонкой
слоистости.Такие условия существуют в небольших озерах, а также в хорошо защищенных от ветра
и морского волнения заливах
Косая слоистость наиболее характерна для мелкообломочных пород-песчаников и алевролитов,
реже встречается в обломочных известняках. Можно считать, что направление падения косых
слойков совпадает с направление движения среды. В эоловых отложения косая косослоистые серии
достигают иногда 12-30м,, а в водных не превышают 1-1,5м. Эоловая косая слоистость в сравнении с
речной отличается волнистыми слойками, непостоянством и сменой углов падения, часты срезанием
одних волнистых серий другими. Поступательное движение воды, образующее косую слоистость
отмечается в реках, озерах, морях, временных потоков.
Знаки на поверхности слоев ряд таких структур образуется в результате жизнедеятельность
организмов. Это следы ползания, следы илоедов сверлильщиков, отпечатки ступней различных
позвоночных. Многие текстуры формируются под воздействие внешний среды. Довольно часто и
хороши изучены знаки ряби на поверхности слоев. Они образуются при действии на осадок водных и
воздушных течений, а также волн. При колебательных движениях, а они возможны только в водных
бассейнах образуется симметричная рябь, при поступательных-однонаправленном движении воды
или ветра- ассиметричная рябь.
20.исследование остатков организмов и следов жизнедеятельности для фациального анализа.
На основании экологии организмов можно восстановить многие физико-химические черты среды
их обитания. В ряде случаев уже простое определение состава организмов даст возможность сделать
вывод об условиях осадкообразования.
Практическими только морскими организмами, обитающими в морях нормальной,
среднеокеанической солености, являются багряные и зеленые водоросли, радиолярии, известковые
губки, кораллы, брахиоподы, иглокожие, цефалоподы. Пелециподы обитают в водоемах разной
солености, в том числе пресноводных, а гастроподы и на суше.
Если в изучаемых отложения встречаются только остатки эвригалинных форм, то это связано
скорей всего с изменением солености.
Водоросли надежные показатели малых глубин, также они указывают на окислительную среду.
12
21.исследование морфологии осадочных тел как метод фациального анализа и
палеогеоморфологических реконструкций.
При реконструкции условий образования отложений важное значение имеет строение осадочных
тел- характера их наслоения, изменение по разрезу и по площади типов и набору пород,
количественных соотношений разных пород, их особенностей и т.д. например, направленная смена
пород в разрезе указывает указывает на изменение каких-то условий породообразования, а
неоднократная повторяемость-на циклическую повторяемость соответствующих условий.
Важное значение в фациальном анализе имеет изучение формы осадочных тел, которая в ряде
случаев позволяет установить генетическую природу осадочных образования.
Как правило осадочные толщи имеют слоистое строение, где кровля и подошва пластов примерно
параллельны друг другу. Интересно проявление линзовидных форм тел. Существуют тела с
выравненной подошвой и выпуклой кровлей. Значительный интерес представляю такие образования
сложенные карбонатными породами и песчаниками. В первом случае это могут быть эрозионные
останцы., но могут быть и рифы. Если линзовидные тела с выпуклой кровлей сложены обломочными
породами- это, скорее всего аккумулятивные образования-бары. в барах от подошвы к кровле
происходит укрупнение размеров зерен.
Когда линзы противоположны( подошва выпукла), грубозернистый материал у основания. Чаще
всего это врезанные в подстилающие отложения русловые аллювиальные образования.
Не менее важно использовать и плановую конфигурацию таких линзовидных тел. Если единая
полоса песчаных отложений начинает делиться, распадаться на ряд веерообразных песчаных полос,
то, скорее всего, это уже область дельты, то есть зоны перехода суши, по которой река текла, к
водоему, в который она впадает
Форма осадочных тел устанавливает полнее всего построением карт мощностей. Поскольку речь
идет о русловых и дельтовых образований .то ход работы по реконструкции наземного палеорельефа
в таких палеогеографчических обстановках следующий: в геологическом разрезе выбирается один
или несколько опорных слоев( реперов), имеющих региональное распространение и
характеризующиеся устойчивостью литологических и фаунистических признаков. Эти опорные слои
должны залегать выше конструируемой поверхности перерыва и денудационной деятельности.
Вычислив расстояние от поверхности несогласия, до реперного пласта и взяв полученные значени со
знаком минус, можно построить карту-схему палеорельефа поверхности перерыва.
Сложнее учесть дифференциальное тектонические движения в период накопления отложения от
кровли до базисного горизонта. Чтобы вести в к минимуму влияние этих подвижек, надо выбирать
базисные уровни как можно ближе к поверхности перерыва и использовать не один,а несколько
реперных пластов. При параллельности последних можно считать что таких подвижек не было, при
непараллельности можно установить направление движения и оценить их аплитуду что позволит
внести соответствующие поправки.
Рельеф подземного дна можно установить путем количественного определения глубины
бассейнов. Возможность таких реконструкций основывается на некомпенсированном прогибание.,
мощность глубоководных отложений меньше, чем смежных с ними мелководных.
Сформировавшейся в результате этого рельеф позднее заравнивается тиррегенными премущественно
глинистыми осадками или эвапоритами.
13
22.фациальные карты и профили и методика их построения.
Фациальная карта отражает распределение по площади физики-географических обстановок
определенного времени.
Построение фациальных карт состоит из 3 этапов.
Первый. тщательная документация и систематизация исходного материала. Для этого
составляются подробные литологические разрезы, с указанием тех показателей, которые имеют
важное генетическое значение- некоторые виды текстур, наличие распределение минералов
индикаторов, орг остатков. При любом построение литологической колонки дают все же общее и
весьма грубое представление о разрезе и его изменениях, поэтому необходимы и некоторые
дополнительные построения.
Достаточно распространенными являются два видах графиков- колонки основного состава и
сидементационные кривые. На графиках основного состава показывается соотношения компонентов,
составляющих в сумме сто процентов. Для построения такого графика в широкой колонке у точки
отбора образца, то есть как правило у середины пласта, последовательно в данном масштабе
откладывается содержание всех компонентов. Итоговая суммарная точка должна лечь на правое
ограничение колонки то есть на 100%. После того как поставлены значения возле всех пластов,
одноимённые точки соединяются и получаются поля распространения соответствующих пород.
Полученная картина дает наглядно представление об изменение состава пород в разрезе.
Сидементационные кривые показывают изменение параметров по разрезу. Они строится отдельно
для каждого показателя.
Следующий этап- установление областей распространения различных типов пород изучаемого
стратиграфического подразделения, т.е выявление изменчивсти отложений по площади, а ткже ее
закономерностей.
Для составлении карт изменчивости типов разреза по площади следует на месте положения
каждого из них тех или иным образом показать его состав и строение.(подсчитываются процентные
соотношений мощностей, полученные данные графически изображаются около соотвествующего
разреза- столбчатая диаграма, циклограма.
После этого на карте можно объединить поля с близкими соотношениями мощностей однотипных
пород и получить схему площадного распространения основных типов разреза. Для более точного
определения границ развития осадочных пород, а главное- конфигурации этих границ, полезно
построить еще одну серию карт- процентного содержания каждого типа в изолиниях. Построенная
таким образом карата называется литолого-фациальной.
Литолого-фациальная карта является переходом для фациальной карты. Этот переход заключается
в реконструкции условий образований осадков.
Фациальные карты следует дополнять фациальными профилями, расположенными более или
менее вкрест простирания фациальных зон и проходящим через пункты с достаточно подробными
данными о разрезе. Независимое построение профилей и карт способствует к их взаимной проверке.
Профили позволяют отобразить фациальные изменения проходящие по разрезу., цикличность
строения и смены фациальных обстановок в разрезе.
Фациальные профили строятся без учета современного структурного положения изучаемого
горизонта.
Обычно верхнюю границу стратиграфического комплекса выранивают, в местах положения
разрезов откладывают вниз мощности, нижние границы соединяются и внутри нарисованных таким
образом контуров стратиграфического контура помещаются литологические и фациальные данные.
при этом необходимо выдержать реальную последовательность отложений в разрезе и мощности
отдельных литологических разностей.
Более правильно строить профиль по палеогеоморфологической основе. Часто при
горизонтальном или моноклинально падающей подошве более правильно начинать построение от
нее вверх ( бары, одиночные рифы и тд.). при наличии некомпенсированного прогибания за
поверхность выравнивания может принят кровля толщи выполнения.
14
23. основные причины эволюции осадочного породообразования в истории Земли
Эволюция осадочного породообразования-один из элементов развития земли как геологического
тела и особенно ее внешних оболочек. Изменение внешних геосфер в геологической истории
определяют и смену обстановок и механизмов осадкообразования и осадконакопления, ктороые в
свою очередь влияют на изменение литосферы, атмосферы и гидросферы.
Можно выделить три внешних причины влияющих на осадочный процесс и определяющих его
эволюцию:
1.Изменение в геологической истории типов и состава пород в пределах областей сноса лили
количественных соотношений разных типов пород.
2.Изменение состава и геохимических свойств внешних геосфер, и прежде всего атмо- и
гидросферы
3.Возникновение и развитие жизни, геохимических функций и геохимической энергии
организмов.
1.В катархее поверхность Земли была покрыта вулканическими лавами преимущественно
основного состава. Основной обломочный материал и следовательно формировавшиеся осадочные
породы имели фактически граувакковый состав. Одновременно в результате химического
выветривания в растворы и в поверхностную миграцию поступали больших количествах Fe, Mg, Ca.
В начале архея( 3700-3800 млн.лет назад) образовывались первые осадочные породы и
гарнитоиды.в осадочный процесс начали вовликаться салические минералы-кварц, кпш, а также
щелочные элементы.
В протерозее большую часть поверхности суши занимали граниты и ортогнейсыю существенно
также было распространение осадочных пород при общем резком сокращении основных лав. В
фанерозое среди источников осадочного материала уже абсолютно преобладали осадочные породы.
2.радикальные изменения произошли в составе, а следовательно и свойствах водной и воздушной
оболочки Земли. Первоначально они сформировались за счет дегазации твердой оболочки, при этом
на поверхность вместе с водой ( ввиде пара), вноосились кислые дымы-HCl, HF,CO2, а также H2S,
NH3 CH4. Все это определило хлоридно-карбонатый состав гидросферы, кислые среды и
восстановительную обстановку. Реакции кислот с породами вели к специфическому выветриванию с
растворением и выносом многих компонентов, формированию весьма своеобразных кор
выветривания. К протерозую сильные кислоты были в основной нейтрализованы, а атмосфера стала
азотно-углекислой, гидросфера стала хлоридно-карбонатно-сульфатной, а впротерозее уже с
щелочной средой. Появление сульфатов- начало значительной генерации кислорода и окислительной
обстановки, по крайне мере в гидросфере. Практически с рифея начали складываться современные
типы гидросферы: сульфатно=хлоридный, и атмосферы: азотно-кислородной с окислительной
обстановкой.
3. огромное значение в эволюцию породообразование имело развитие и появление жизни.
Древнейшие бактериеморфные остатки, которые считаются хемофоссилиями, обнаружены в
кремнистых толщах с возрастом 3850 млн.лет. появление первых цианобактерий вело к началу
генерации значительных количетсв свободного кислорода( 3200-3400млн.лет назад.) но этот кислоро
шел на окисление валентно переменных элементов Fe, S. После кислород стал выделяться в
атмосферу и окислительная обстановка на земле стала преобладающей. Кроме генерации кислорода
и создания окислителной обстановки жизнедеятельность организмов через геохим цикл кальция и
магняи вела к изменению кислотно щелочных свойств среды. Угольная кислота обуслаливала низкие
значения pH, но с появлением цианей в среднем протерозое ситуация резка изменилась. Цианее
усваивая растворенный в воде угл газ, способствовали распаду угульной кислоты. В этих условиях
шло массово осаждение карбонатов кальция и магния.
15
24.Эволюция биосферы и ее влияние на эволюцию осадконакопления.
Древнейшие бактериеморфные остатки, которые считаются хемофоссилиями, обнаружены в
кремнистых толщах с возрастом 3850 млн.лет. появление первых цианобактерий вело к началу
генерации значительных количетсв свободного кислорода( 3200-3400млн.лет назад.) но этот кислоро
шел на окисление валентно переменных элементов Fe, S. После кислород стал выделяться в
атмосферу и окислительная обстановка на земле стала преобладающей. Кроме генерации кислорода
и создания окислительной обстановки жизнедеятельность организмов через геохим цикл кальция и
магния вела к изменению кислотно щелочных свойств среды. Угольная кислота обуславливала
низкие значения pH, но с появлением цианей в среднем протерозое ситуация резка изменилась.
Цианее усваивая растворенный в воде угл газ, способствовали распаду угольной кислоты. В этих
условиях шло массово осаждение карбонатов кальция и магния.
Важные изменения в осадочном процессе произошли в связи с эволюцией самих организмов.
Смена цианобактериальных сообществ высокоорганизованной скилетной фауной привела к смене
биохемогенного осаждения карбонатного материала в протерозое чисто биогенным в фанерозое.
Появления массового планктона наряду с другими факторами обусловило существенное сокращение
формирования бентоногенных карбонатных формаций, и образованию плантоногенных. Только
после появления наземной растительности стало возможно массовое образование углей.
Возникновения цветковых растений и становление во второй половине мела « формации
тропического леса№ обусловило появления латеритного выветривания и латеритных бокситов и
вынос в море растворенного кремнезема, что в свою очередь привело к развитию кремнеусвающих
организмов и массовое осаждение биогенного кремнезема.
Таким образом изменение внешних факторов эволюции осадочного породообразования во много
обусловлено жизнедеятельностью организмов.
16
25.эволюция образования основных типов осадочных пород в истории Земли
Обломочного породообразования
На ранних стадиях геологической истории формировались практически только граувакки. С конца
архея начинают образовываться аркозы, максимум развития которых пришел на протерозой. В
протерозое появились олигомиктовые, а затем и кварцевые песчаники, которые достигли
максимального развития в фанерозое и существенным образом сократили количество полимиктовых
пород, изменения геохимических обстановок, появление кислорода и как следствие окислительных
обстановок, определило изменение в составе обломочных пород.
В связи эволюционировали и красноцветные формации. Мезозойско-кайнозойские и
верхнепалеозойские красноцветы формировались в континентальных условиях только аридной зоны.
В гумидных областях в это время, с девона, существовала наземная растительность,
восстановительная и кислую среду в осадке. В этих условиях железо переходило в двухвалентную
форму и переносилось. В аридной зоне без растительности существовали окислительные щелочные
условия, железо в трех валентной форме окрашивало толще. В позднем протерозое и раннем
палеозое в отсутствие наземной растительности континентальные красноцветные формации
образовывались и в гумидном климате.
Карбонатонакопления:
В протерозое и палеозое карбонатонакопление связано с обширным, обычно крайне мелководным,
эпиконтинентальными «шельфовыми» морями. Другим палеогеографическим типом области
карбонатонакопления были обширные отмели среди глубоководных древних органических
бассейнов. Здесь, как и на шельфах формировались бентоногенное и реже терригенно-обломочной
формации. Третье областью бентоногенного карбонатонакопления были рифы. В палеозое эпохи
отмечено несколько зон интенсификации рифообразования: ранний - сердний кембрий, поздний
ордовик - франский век, визе - начало башкирского века, наконец конец карбона - пермь.
Принципиальным новшеством мезозоя было резкое возрастания роли пелагических океанических
карбонатных отложений. С поздней юры и расцвет кокколитофорид и отсюда активное накопление
илов, взрыв карбонатонакопления,
и специфической формации писчего мела. На фоне всего
непрерывного карбонатонакопления устанавливается наличие трех крупных максимумов: средний
кембрий- средний ордовик, средний девон-карбон, верхняя юра –мел.
При увеличении общего количества карбонатных отложений происходит сокращение количества
доломитов при соответствующем возрастании доли известняков. Доломиты преобладали в в среднем
и вехнем протерозое , в меньшей степени венде.
До архея-хемогенное осаждение в протерзое преобладал биохемогенный способ. Со вторйо
половины ордовика возрастало число биогенного выделения карбонатов кальция, с середины
палеозоя этот способ стал преобладающим. В палеозое преобладало формирование известняков за
счет бентосных организмов. В позднем силуре появилось нектоногенное образование известняков.а с
позднего мела он стал ведущим.
Для доломитов: до первой половины палеозоя- биохемогенное и псевдобиогенное накопление, со
второй половины- биохемогенное
Соленакопления
Первое накопление сульфатов- в рифее. С венда началось осаждение каменных солей. Эпохами
грандиозного соленкаопления были ранний кембрий, поздняя юра-ранний мел, поздний триас, ,
вменьшей степени средний-поздний девон и миоцен. Солнакопление было резго ограничено :
поздний кембрий-ранний девон, ранний карбон, средний триас, палеоцен.
17
26.Эволюция накопления органического вещества в истории Земли
В осадочной оболочке земли за последние 1600 млн. лет накопилось и сохранилось 109,5*1020г
органического углерода, в осадочных породах континента содержится 75,3%, шельфов 24,5% и
океанов 1,6%.
Эволюция накопления органического вещества рассматривается по трем направлениям: 1количественные изменения содержание органического вещества в геологической истории; 2изменение форм органического материала и фациальных обстановок его накопления и
консервации;3- неравномерность( цикличность, периодичность) его накопления.
Первые организмы появились почти 4 млрд. лет назад, и уже в глубокометаморфизованных
породах с возрастом 3,5 млрд. лет имеются достаточно концентрированные массы углерода,
изотопный состав которого показывает его первоначально биогенное происхождение. Все эти данные
указывают на последовательное возрастание Сорг в более молодых отложениях.
Наиболее простое и очевидно объяснение этого феномена- увеличение биомассы живого вещества
в геологической истории. Более важно, однако, другое- не просто количественное увеличение
биомассы, а принципиальная качественная эволюция органического мира.
Геохимическая эволюция заключалась в перегруппировке химических элементов в пределах
живого вещества, в ускорении биогенной миграции, биологическая- в развитии родов и видов
организмов.(Вернадский)
В настоящее время можно говорить, что «эволюция дифференцирующихся живых существ в
направлении многоклеточной и совершенствования морфофизиологических функций не была
простой эволюцией видов; эволюционировали ценозы, экологические системы, в которые входили и
удивительные устойчивые микроорганизмы. Наряду с эволюцией самих организмов происходила и
эволюция определяемых ими геохимических обстановок- смена хемосинтезирующих организмов
фотосинтезирующему привела к появлению кислородной атмосферы и окислительных обстановок,
осуществлялось регулирования кислотно-щелочных свойств через биогенно определяемый цикл
кальция и частично магния. Сама смена организмов и появление скелетных форм обусловили
формирование определенных типов карбонатных и кремнисты пород.
Первоначально и весьма долга биота была сосредоточена в водоемах и прежде всего в мировом
океане, поэтому все накопления Сорг являлись морскими, а соответствующий состав организмов
определил преимущественно сапропелевый характер образующегося органического вещества.
Возникли обогащенные органическом веществом толщи в виде горючих сланцев, которые ныне
метаморфизированы.
Подобная ситуация существовала практически до девона, когда началась экспансия
растительности на сушу. С конца девона, а особенно в карбоне растения каолонизировали
прибрежные части суши, и началось массовое осаждение торфяников, это привело к появлению
нового гумусового типа органического вещ-ва , повышенная концентрация которого
локализировалась в особой прибрежной фациальной зоне, где формировались угленосные толщи
параллического типа.
В мезозое, особенно в юре, растительность завоевала практически всю сушу, появились
внутриконтинентальные болота и соответственно лимнические угленосные толщи. Относительное
количество морского плантоногенного по происхождению и сапропелевого по составу органического
материала сократилось.
Таким образом, первичное однородное по составу сапропелевое вещество со временм стало
неоднородныс-появился органический материал гумусового состава. Аналогично и менялись и
фациальные условия накопления концентрированных форм орг материала.
Третий аспект проблемы эволюции накопления органического вещества в истории земли- ее
неравномерность во времени.
На фоне возрастания количества рассеяного орг. Вещ-ва в более молодых отложениях и смены его
типа и фациальной природы отмечается значительная неоднородность распределения его средних
концентраций в геологическом разрезе.
Первые концентрированные массы Сорг известны уже с архея. Относительные максимумы
отмечены в венде-кембрии, верхнем девоне карбоне, верхней юре- нижнему мелу. На эти же периоды
приходятся и максимумы накопления концентрированных форм в виде угля, нефти и природного
газа. При этом фациальные условия накопления орг вещ-ва, которые во многом определяют его тип и
18
вид горючих ископаемых, неодинаковы для отдельных интервалов. Так девонский, неогеновый, и
частично юрский максимумы- преимущественно накопление сапропелевого вещества и
соответствующий максиму запасов нефти. Каменноугольный-пермский и частично юрский - это в
существенной мере гумусовая органика, и соответственно максимумы угленакопления.
19
28.Принципы и схемы классификаций 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. Группы пород выделяются по преобладанию одной из ведущих генетических
составных частей осадочной породы – обломочной, хемогенной, органогенной, смешанной.
Положительным моментом подобной классификации является, что она хотя бы приблизительно
указывает на происхождение пород.
Недостатком является то, что наряду с генетическими
группами пород присутствуют и конкретные породы - глины. Также многие породы могут
подразделяться не только в одну группу пород, а нередко вообще выходить за рамки указанных
классификаций.
В настоящее время большее распространение получила тенденция перехода от генетических
классификаций к объективным, основанным на однозначно определяемых показателях, строго
говоря, выделение основано на структурном принципе – это породы, на 50 или более % состоящие из
обломков. Также по размеру обломков(песчаники, алевролиты и т.д), их форме (окатанныеконгламераты, неокатанные - брекчии), степени сцементированности (алеврит-алеврлит,глинааргиллит,песок-песчаник). Следующим основанием деления является петрографический и
минеральный состав обломков (мономиктовые(>90% кварца, 10%- примесей), олигомиктовые(7590% кварца), полимиктовые(<75%кварца. Делятся на аркозы-разрушение кислых гранитоидов;
грауваки-разрушение основных пород)). И лишь в самом конце, при спец фациально-генетических
исследованиях, выясняется их генезис – флювиальный, пляжевый, подводных каньонов и т.д.
основным показателем подобных объективных классификаций в н.время является их
состав(минералогия), а затем структура.
Принципиальная схема подразделения ос.п. по их составу:
Тип пород
Примеры пород
Кварцевые и кварц- силикатные
Вулканогенно-осадочные породы
Кварцевые
Песчаники олигомиктовые
Полимиктовые
Глины
Окисные и гидрокисные
Опаловые, халцедоновые
Лимонитовые
Аллитовые
манголитовые
Карбонатные
Кальцитовые
Доломитовые
Сидеритовые
магнезитовые
Сульфатные
Гипсовые
ангидритовые
Каолинитовые
Гидрослюдистые
Монтмориллонитовые
полиминеральные
Трепел, опока, диатомит, кремни
Бурые железняки
Бокситы
Пиролюзитовые и псиломелоновые
руды
Известняк
Доломит
Сидерит
магнезит
Гипсы
ангидриты
20
Галоидные
Галитовые
Галит- сильвиновые
Галит- карналлитовые
фосфатные
Каменная Соль
Сильвинит
Карналлитовая порода
Фосфориты
Каменная соль
Антраксолиты
нефть
29.Основные составные части осадочных горных пород
каустобиолиты
по месту образования
компонентов
Аллотигеные
Аллохтонные(принесе
нные извне)
Аутигенные
Автохтонные(образов.
На месте нахождения)
по механизму образования компонентов
Вулканогенные(вулканические)
Обломочные(кластиче
ские, кластогенные)
Терригенные(облом.мат
ериал на суше)
Эдафогенные(облом.
Материал образовался
на дне океана)
Хемогенные(седиментационные, диа- и
катагенетические)
органогенные
Примеры пород
Пирокластические
туфы и туффиты
Конгломераты,песча
ники
Глыбовые
накопления, песчаноалевритовые и
др.осадки
Гипсы. Кам.соль,
метасоматические
доломиты
Диатомиты,
орг.известняки
30.Основные структуры и текстуры осад пород
Строение ос. Горной породы хар-ся 2мя показателями- структурой и текстурой. Под структурой
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 определ при
визуальном изучении образцов, штуфов, а иногда и естественных обнажений и горных выработок.
Многие же структуры, если не большинство их, более надежно устанавливаются и подробнее
описываются в шлифах под микроскопом, различают макроструктуру и микроструктуру.
Основные структуры:
- обломочная(хар-ся по размерам обломков)
-органогенная
- кристаллическая
-сферово-сгустковая(в жел рудах.в фосфоритах)
Под текстурой понимается характер взаимного расположения, пространственного
взаимоотношения фрагментов породы. Др.словами, это сложение породы, обусловленное
ориентировкой составных частей породы, типом их взаимного расположения, способом выполнения
пространства. К текстурам относится большинство видов слоистости, знаки ряби и т.д. ряд текстур
неплохо виден и в отдельных образцах, но чаще всего в образце. А тем более в кенре из-за
относительно небольших размеров определяется как массивная, что отнюдь не отражает истинной
текстуры породы. Также текстура зависит от динамики среды отложения.
Основные текстуры:
-слоевые – по толщине слоя : тонкослоистая или толстослоистая (правильная)=в условиях
стабильных,спокойных, чаще всего на глубине.
- по характеру слоения : паралелльнослоистые, волнистослоистые, косослоистые и др.=чем
больше нарушается слоистость, тем более активная среда,выше базиса дей-я волн.
-внутрислоевые: косая слоистость (было направленное течение,движение)
-на поверхности слоев- знаки ряби (симметричная – возникает в усл. Волнения; ассиметричная –
возникает в усл.направленного течения,движения воды)
21
31.Обломочные горные породы – типы, классификация, распространение, механизмы и
обстановки формирования.
Общее :
глины – 51,1%- 44,6%
песчаники – 25%- 21,8%
12,7%- эффузивные породы
карбонаты- 20,4%-17,8%
кремний – 2,3%-2.0%
соли – 1,2%-1,1%
осад.порода – закономерные ассоциации или геологические образования минеральных
органогенных или тех и др. продуктов, возникшие и сущ-ие в термодинамич усл в земной
поверхности.
Классификация облм пород:
По размеру обломков
По размеру обломков:
По сцементированности:
По мин.составу:
1.грубооблом.(глыба>1000мм,валун- Рыхлые
(мономиктовые(>90% кварца,
Сцементир.
100-1000мм, щебень-галька-1010%- примесей),
породы
100,дресва-гравий-1-10)
ЩебенкаБрекчия- 1. олигомиктовые(75-90%
2.среднеобл.(песок 0,1-1)
галечник
конгломерат кварца),
3.мелкооблом.(алеврит 0,01-0,1)
Песок
Песчаник 2. полимиктовые(<75%кварца.
4.глинистые(пелит <0,01)
Делятся на аркозы-разрушение
Алеврит
Алевролит
кислых
глины
аргиллит
гранитоидов(кпш,кварц);
грауваки-разрушение
основных
пород(базальт.габбро))
Образование и преобразование ос.пород происходит в несколько стадий, причем первые стадии
последовательно переходят в след без всяких временных и литологически четко зафиксированных
границ. Осадочный процесс начинается с образования различными путями и способами осадочного
материала(вулканизм, выветривание, жизнедеятельность орг.), что иногда не совсем точно
называется стадией мобилизации ос.вещества. след.стадия- перенос образовавшегося тем или иным
способом материала до места его отложения и накопления. Третья стадия- осаждение этого
материала, его седиментация, или стадия седиментогенеза. Преобразование осадко в породу- след
стадия ,4ая, стадия диагенеза. Наконец,5ая стадия, длительная стадия сущ-ия ос.породы и ее
вторичных изменений,стадия катагенеза.
22
44.Основные методы изучения осадочных горных пород
применяются для точного определения вещественного состава, типа (названия) и физ. параметров
осад. п., а также уточнения условий их образования. Для определения качественного и
приближенного количественного состава обломочных зерен, цемента, структурных и текстурных
особенностей сцементированных п. наиболее универсальным является метод изучения п. под
микроскопом в шлифах, позволяющий делать выводы о первоначальном составе осадка и его
диагенезе, а также эпигенетических изменениях п. Очень важно изучение в шлифах карбонатных п.,
позволяющее приближенно (±5 — 8%) определять количественное содер. различных компонентов (за
исключением глинистой примеси) и уточнять название п. Для определения качественного и
количественного состава акцессорных м-лов, изучения форм зерен, типоморфных особенностей млов служит иммерсионный метод, результаты которого используются для выявления источников
сноса, корреляции и расчленения разрезов. Данные спектрального анализа — качественное и
полуколичественное содср. хим. элементов — служат для геохим. исследований, определения
условий образования некоторых п., корреляции немых толщ и др. целей. При изучении глин
используется ряд специальных методов (рентгенографический, электронографический),
позволяющие непосредственно исследовать структуру м-лов, их кристаллические особенности и
устанавливать виды м-лов. Кроме прямых методов существуют косвенные: спектрографический,
термический, электронно-микроскопическим, хроматический, которые изучают различные свойства
глинистых м-лов (оптические, свойства поверхности, поведение при нагреве, характерные формы) и
др. Для определения процентного содер. разл. по величине фракций рыхлых осад. п. применяется
гранулометрический анализ, при помощи которого определяется точное название п. и решается ряд
задач палеогеографитеского и литостратиграфического характера. Битуминозное вещество в осад. п.
изучается хим. -битуминологическим методом. Физ. методы исследований используются при
определении пористости, проницаемости, уд. и объемного в., магнитных свойств и цвета осад.
45.Задачи и возможности микроскопических исследований осадочных пород
Микроскопические исследования пород в шлифах является наиболее распространенным и
универсальным методов изучения осадочных г.п. позволяет определять и описывать мин состав и ее
структуру, иногда текстуру. Естественно, что каждая порода требует и своего своеобразного
изучения и описания, которые будут рассмотрены про характеристике конкретных пород. Вместе с
тем имеются и определенные общие принципы подхода к изучению осадочных пород, некая общая
схема их описания. В общем виде, структурно каждая порода состоит из2х частей – форменных
элементов и связующей массы. Но это не означает что оба компонента обяз присутствуют во всех
породах. Задача описания ос.породы и состоит в характеристике ее основных составных –
структурных и генетических – частей и их взаимоотношений друг с другом. Задача
микроскопического изучения Г. породы сводится к: 1) определению составных ее частей; 2) к
исследованию ее строения. Отдельные составные части Г. породы исследуются как со стороны их
морфологических признаков, так оптических свойств и отчасти химических.
23
46.Гранулометрический анализ обломочных пород - назначение, методики, методы
обработки результатов
Гранулометрический анализ заключается в разделении обломочной части породы или ее не
нерастворимого осадка на отдельные фракции в породе. применяется для изучения обломочных
горных пород – псефитов, псаммитов, алевритов, глин, а также терригенной части хемогенных и
органогенных пород. Этот анализ является одним из важнейших при изучении обломочных
компонентов горных пород.
1)
Позволяет уточнить и дать развернутое название осадочной горной породы;
2)
Дает возможность с помощью специальных подсчетов оценить структуру обломочной
горной породы, т.е. средний размер слагающих ее зерен, их отсортированность;
3)
Подготавливает материал для дальнейших исследований, в частности, для подробного
изучения форм зерен, разделения обломочной части по плотности слагающих ее минералов для
последующего детального минералогического анализа и т.д.
Сущность метода заключается в количественном подсчете обломков различных размеров. А затем
подсчитывается процентное содержание размерных фракций в исследуемой горной породе. А на
основании полученных данных построении гистограммы и кумулятивной кривой. Для того, чтобы
определить средний размер и коэффициент отсортированности, используют гистограмму и
кумулятивную кривую. Гистограмма характеризует распределение размерных фракций в образце и
представляет собой ряд смежных прямоугольников, основанием для которых на оси абсцисс служит
размер фракций, а на оси ординат –содержание фракций (в %), отраженное в соответствующем
масштабе. Гистограмма позволяет наглядно выделить преобладающую фракцию, качественно
оценить степень отсортированности породы, определить модальный, т.е. наиболее распространенный
размер зерен. Кумулятивная кривая позволяет качественно судить о степени отсортированности
обломочного материала. Характеристика отсортированности горной породы производится исходя из
расчётов определенных коэффициентов.
24