Геолого-географический факультет

                                      

 

                                КУРСОВАЯ РАБОТА

                                 

       Осадки и осадочные горные породы. Фации и литофации

 

Содержание

 

Введение..................................................................................................................2

Осадочные горные породы………………………………………………………3-25

1. Стадии формирования осадочных пород……………….……………..……3-6
2. Формы залегания осадочных пород……….…………………………..……7-9
3. Обломочные горные породы………………………………………...…..….10-12
4. Хемогенные и органогенные породы………………………………………12-20
5. Структура и текстура…………………………………………………….….20-23
6. Фации и литофации осадочных горных пород…………………………….23-25

Заключение...............................................................................................................26

Список использованных источников ……………………………………………27

 

Введение

 

Если глубокие недра литосферы почти всецело сложены магматическими породами, то поверхностная толща земной коры почти на 75% состоит из осадочных

пород, хотя мощность их невелика. В некоторых местах она достигает всего несколько десятков или несколько сотен метров. Однако па отдельных участках земной коры, которые носят название областей прогиба или геосинклиналей, толща осадочных пород иногда достигает 15–20 км.

Осадочные горные породы образовались на поверхности литосферы в результате накопления минеральных масс, полученных в процессе разрушения магматических, метаморфических и осадочных горных пород. Процессы разрушения горных пород литосферы и накопления новых пород на поверхности Земли идут повсеместно: в пустынях, где энергичную работу ведет ветер; вдоль морских и океанических берегов, где волны перемещают обломочный материал; на дне глубоких частей морей и океанов, где отмирающие организмы дают начало толщам осадочных пород. Условия образования накладывают существенный отпечаток на облик осадочных пород. В одних случаях они состоят из обломков ранее разрушенных горных пород, в других – из скопления органических остатков, в третьих – из кристаллических зерен, выпавших из раствора.

Осадочные горные породы

 

Осадочная горная порода — это порода, существующая в термодинамических и физико-химических условиях, характерных для поверхностной части земной коры, и образующаяся в результате переотложения продуктов выветривания и разрушения различных горных пород, химического и механического выпадения осадка из воды, жизнедеятельности организмов или всех трех процессов одновременно (Швецов, 1973). Исходным материалом при формировании описываемых пород являются минеральные вещества, образовавшиеся за счет разрушения существовавших ранее минералов и горных пород магматического, метаморфического или осадочного происхождения и перенесенные в виде твердых частиц или растворенного вещества.

 

Стадии формирования осадочных пород

Формирование осадочных пород представляет собой сложный и длительный процесс, связанный с экзогенными процессами. В образовании осадочных пород можно выделить следующие стадии: 1) образование исходного осадочного материала; 2) перенос осадочного материала; 3) накопление осадка (седиментогенез); 4) преобразование осадка в осадочную породу (диагенез); 5) изменение осадочной породы до начала метаморфизма или начала выветривания (катагенез). Процесс формирование осадочной породы, начиная от образовании исходного материала и кончая превращением осадка в породу, носит название литогенеза, что означает «рождение породы». Огромный вклад в познание этого процесса внесли советские ученые Н.М. Страхов, Л.В. Пустовалов, Г.Ф. Крашенинников, Н.Б. Вассоевич, Н.В. Логвиненко, Т.А Лапинская и многие другие.

Исходным материалом для формирования осадочных пород являются продукты разрушения магматических, метаморфических и ранее образовавшихся осадочных пород на поверхности Земли. Разрушение горных пород и входящих в их состав минералов осуществляется в результате экзогенных процессов, рассмотренных в предыдущих главах. Основная масса продуктов разрушения образуется в результате выветривания; затем эти продукты под действием поверхностных вод и в меньшей степени ледников и ветра переносятся к областям седиментации. Весь этот материал, находящийся на стадии переноса, при соответствующих условиях рельефа и геохимической обстановки может перейти в осадок. При этом начинается третья стадия образования породы- седиментогенез, или накопление осадка. Осаждение частиц может быть временным, когда частицы вновь подхватываются движением среды, и окончательным, когда происходит накопление осадка, т.е. постоянное закрепление частиц на дне.

Подавляющая масса осадков накапливается в конечных водоемах стока- озерах и главным образом морях. Такие осадки называют субаквальными. В отличие от них осадки, накаплива6емые на суше, вне водной среды, называют субаэральными. В конечных водоемах стока в зависимости от характера поступающего материала, а также от его гидродинамического и гидрохимического режимов формируются осадки трех типов: обломочные, органогенные и  хемогенные. Характерно, что породы биогенного происхождения встречаются только в толщах субаквальных отложений. Субаэральные отложения обычно представлены только обломочными и хемогенными образованиями, отличными по своим свойствам от тех же разностей, сформировавшихся в субаквальных условиях. На стадии седиментогенеза закладываются такие важнейшие черты осадка, как его минеральный состав, размер и форма слагающих его частиц, слоистость и т.п., которые затем наследуются породой.

Следующим этапом формирования породы является стадия диагенеза, которая завершает этот процесс. Диагенез- совокупность процессов, преобразующих осадок в осадочную породу. Свежесформированные осадки обычно образуют рыхлые, сильно обводненные слои, насыщенные разнообразными химически активными соединениями. Кроме минеральных веществ в осадке присутствует органическое вещество в виде остатков отмерших организмов и живое бактериальное население. В целом для такого осадка характерно отсутствие физико-химического равновесия между слагающими его твердыми, жидкими и газообразными компонентами. Неравномерность осадка как физико-химической системы является основным фактором диагенеза и основной причиной протекающих в осадке процессов.

Прежде всего в осадке происходит поглощение свободного кислорода в результате жизнедеятельности бактерий и разложения органического вещества. После этого начинается редукция гидроокислов Mg, C и сульфатов. Одновременно некоторые минералы, находящиеся в твердой фазе, такие, например, как CaCO3, MgCO3, SiO2, постепенно растворяются, достигая стадии насыщенных растворов. При этом состав вод, насыщающих осадок, первоначально не отличающийся от состава вод бассейна седиментации, резко меняется. Они обогащаются такими газами, как CO2, H2S, CH4, теряют кислород и сульфаты, резко повышают свой щелочной резерв. Изменение состава вод, насыщающих осадок, дает толчком двум новым процессам.

Первый процесс состоит в установлении физико-химического взаимодействия между водами осадка и бассейна. Из осадка в надонные воды бассейна уходят CO2, H2S, CH4, и другие соединения, из надонных вод в воды осадка поступают O2,  сульфат-ион SO4 и связанные с ним Ca и Mg. В результате некоторые компоненты, такие, например, как S и Mg, накапливаются в осадке в количествах, гораздо больших отложенных первоначально. Все это приводит к дальнейшему изменению состава и концентрации вод осадка.

Второй процесс идет непосредственно в осадке и заключается в образовании аутигенных диагенетических минералов. Сочетания некоторых ионов, находящихся в водах осадка, в конечном счете достигают стадии насыщения раствора тем или иным веществом, которое и выделяется в твердую фазу, образуя минералы. Таким образом, за счет исходных реакционноспособных веществ путем их растворения и накопления в растворе образуются новые комбинации ионов, выделяющихся в твердую фазу в виде новых, диагенетических минералов. Вновь образованные минералы отличаются от исходных устойчивостью в среде данного осадка.

Образованием аутигенных минералов не исчерпывается весь объем диагенетических преобразований. Пестрота физико-химической обстановки в осадке приводит к тому, что дигенетические минералы, вначале распределенные в осадке более или менее равномерно, начинают перераспределяться. Часть их концентрируется в одних участках породы, а часть-в других. При этом образуются пятна, линзы, конкреции и пластообразные стяжения диагенетических минералов. В процессе диагенетического перераспределения происходит выравнивание геохимической обстановки во всем объеме осадка. Так, в ходе сложной серии взаимосвязанных процессов исходная, химически не уравновешенная система осадка перестраивается и превращается в систему, внутренне уравновешенную, - осадок становится породой.

Одновременно с названными физико-химическими процессами происходит уплотнение осадка и отжатие избытка насыщающих его вод. Уплотнение осадка происходит под действием нагрузки прекрывающих его новых порций осадка, а также в результате образования диагенетических минералов, которые цементируют отдельные частицы. На стадии диагенеза уплотнения сильнее всего проявляется в кремнистых и карбонатных осадках, которые подвергаются полному окаменению. В гораздо меньшей степени оно присуще глинястым, алевритовым и песчаным осадкам, где окаменения происходит лишь на отдельных участках в результате образования диагенетических минералов в виде отдельных зерен, стяжений. К концу стадий диагенеза осадочная порода представляет собой более или менее уплотненный слой, отдельные компоненты которого достигли между собой полного физико-химического равновесия.

Интенсивность процессов диагенеза зависит как от состава самого осадка (чем он разнороднее, тем существеннее диагенетические преобразования), так и от условий, в которых осадок находится. Приведенная схема диагенеза отвечает преобразованиям, происходящим в субаэральных осадках. В субаэральных осадках, которые контактируют не с водой, а с воздушной средой, процессы диагенеза носят несколько иной характер, а интенсивность их в целом значительно ослаблена.

Стадией диагенеза заканчивается процесс формирования осадочной породы. Она продолжает существовать в земной коре до тех пор, пока находится в термодинамических условиях, характерных для верхних горизонтов коры, в глубинных зонах осадочная порода подвергается метаморфизму, а на поверхности, в зоне аэрации, выветриванию. Однако и в верхних горизонтах коры при сохранении термодинамических условий осадочная порода не остается неизменной. Наступает стадия катагенеза. На этой стадии породы подвергаются различным изменениям, однако в основных чертах сохраняют свое строение и минеральный состав. Катагенез- совокупность процессов, изменяющих осадочную породу в период ее существования до начала метаморфизма или выветривания. В отличие от диагенетических процессов, обусловленных внутренней неуравновешенностью осадка, причиной катагенеза является отсутствие равновесия между породой и средой, в которую она попадет в результате прогибания или подъема участков земной коры. Основными факторами катагенеза являются температура, давлении и воздействие подземных вод.

Катагенеза пород проявляется повсеметно и постоянна. Направленность и интенсивность катагенеза определяются геологической обстановкой и в меньшей степени составом и физическими свойствами самих пород. В целом процессы катагенеза протекают менее интенсивно, чем диагенетические. К заметным результатам они приводят только потому, что чрезвычайно длительны и могут в зависимости от истории геологического развития региона продолжаться целые геологические периоды и эры.

В условиях нисходящих тектонических движений земной коры в равной мере проявляются все три фактора катагенеза, что приводит к уплотнению и обезвоживанию пород, растворению одних минералов и образованию других, перекристаллизации минералов.

Рост давления проявляется в уплотнении и обезвоживании пород. Уплотнение на стадии катагенеза в отличие от диагенетического носит региональный характер. Оно происходит под действием геостатического давления, которое возрастает с увеличением глубины залегания пород. Под действием давления происходит сближение частиц породы, их взаимоприспособление, образование более плотной упаковки. В результате сокращается первоначальный объем порового пространства пород. Это приводит к отжатию содержащихся в породе вод, которые мигрируют в вертикальном или горизонтальном направлении.

Подземные воды в процессе взаимодействия с породами осуществляют привнос и вынос вещества в пределах пласта. С погружением на глубину закономерно изменяются солевой состав и общая минерализация подземных вод. Изменение геохимической устойчивости, их растворению и выносу подземными водами. Другие минералы в изменившихся условиях, напротив, приобретают устойчивость и получают возможность выделиться в твердую фазу.

Совместным влиянием давления, температуры и подземных вод обусловлены также процессы перекристаллизации на стадии катагенеза. В результате перекристаллизации размер слагающих пород кристаллических зерен увеличивается, сокращается количество межзерновых контактов, что ведет к дальнейшему уплотнению породы.

В условиях восходящих тектонических движений основным фактором катагенеза является воздействие подземных вод. При подъеме территории появляются дополнительные области разгрузки, в связи с чем усиливается привнос и вынос вещества в пластах осадочных пород.

Учитывая различный характер катагенетических преобразований, совершающихся на фоне нисходящих и восходящих тектонических движений, различают прогрессивный и регрессивный катагенез. Прогрессивный катагенез имеет место при погружении осадочных толщ и сменяется метаморфизмом. Регрессивный происходит при воздымании осадочных толщ и сменяется выветриванием.

Формы залегания осадочных пород

Первичной формой залегания осадочных образований является слой, или пласт.

Пластом, или слоем называется геологическое тело, сложенное однородной осадочной породой, ограниченное двумя параллельными поверхностями напластования, имеющее примерно постоянную мощность и занимающее значительную площадь. Название пласта(слоя) обычно определяется составом слагающих его пород. Например, слой(пласт) известняка, слой(пласт) песчаника и т.д. Поверхность, ограничивающая слой снизу, называется подошвой, сверху- кровлей. В серии или пачке слоев кровля нижележащего слоя является одновременно подошвой покрывающего слоя. Толщина слоя называется его мощностью. Обычно различают истинную, вертикальную и горизонтальную мощность. Истинная мощность – кратчайшее расстояние между кровлей и подошвой слоя. Вертикальная мощность – расстояние по вертикали от любой точки кровли до подошвы слоя. Горизонтальная мощность – расстояние по горизонтали от  любой точки кровли до подошвы слоя.

Мощность пластов может быть относительно постоянной (выдержанной) и непостоянной (изменчивой). При изменении мощности пласта наблюдается явления раздува – резкого местного увеличения мощности и пережима – резкого местного сокращения мощности пласта. Постепенное уменьшение мощности пласта вплоть до его исчезновения называется выклиниванием. Наиболее выдержанны по мощности на больших пространствах пласты морских осадочных пород. Менее выдержанной мощностью пластов отличаются континентальные отложения, для которых характерны также линзовидные и гнездообразные формы залегания.

Пространственное положение слоя характеризуется его простиранием и падением.

Простирание – линия пересечения кровли слоя с горизонтальной плоскостью; положение этой линии относительно стран света определяется азимутом простирания.

Падение -  наклон слоя к горизонтальной плоскости, характеризуется направлением падения и углом падения.

Угол падения – угол между плоскостью слоя и горизонтальной плоскостью. Направление, или азимут падения и угол наклона(падения) определяется горным компасом и измеряются в градусах. Азимут падения всегда перпендикулярен к простиранию пласта. Азимуты простирания, падения и угол падения называются элементами залегания пласта и определяют его положение в пространстве.

 

 

 

 

Рис. 1. Блок-диаграмма, иллюстрирующая элементы залегания слоя.

• пески, 2-песчаники, 3—алевролиты, 4-глины, 5-известняки, 6-гипсы

При согласном залегании пород границы пластов практически параллельны (рис. 2а). Такое положение границ сохраняется и при наклонном (рис. 2б) и при складчатом (рис. 2в) залегания пластов. Характерной особенностью согласного залегания, кроме того, является непрерывность осадконакопления, при котором более молодые пласты последовательно залегают на более древних. Формирование пород происходило в условиях последовательного погружения и непрерывного накопления осадков.

Рис. 2.Согласное залегание осадочных пород:

а- горизонтальное; б- наклонное; в- складчатое.

1- конгломераты; 2- пески, песчаники; 3- глины, глинистые сланцы; 4- известняки

При более сложном геологическом развитии породы могут оказаться в условиях несогласного залегания. Особенностью этого вида залегания является наличие в разрезе так называемой поверхности размыва (рис. 3.), свидетельствующей о наличии перерыва в осадконакоплении. По этой поверхности происходит контакт пород со значительной разницей в возрасте. На рис. 3 показан пример последовательного накопления осадков пермского, триасового, юрского и, возможно, мелового возраста в условиях непрерывного прогибания. В конце мелового периода произошло воздымание, накопленные осадки оказались на поверхности и начали интенсивно разрушаться. Эрозией были снесены породы мелового и частично юрского возраста; на последних при очередном прогибании и трансгрессии моря накапливались породы в течение палеогеновского, неогенового и четвертичного периодов. Таким образом, сформировались параллельное несогласие с наличием перерыва в осадконакоплении. Разница в возрасте пород, контактирующих на поверхности размыва, при согласном трансгрессивном залегании одинакова для всех участков района.

Иногда накопленные осадки в условиях интенсивного прогибания сминаются в складки. Глубина эрозии после выведения пород на поверхность оказывается различной для разных стратиграфических границ. Поэтому на поверхности размыва обнажаются породы разного возраста, на которых в условиях трансгрессии накапливаются молодые осадки. Самые молодые породы, входящие в состав нижнего комплекса, показанные на рис. 3, имеют верхнемеловой возраст. Перекрыты они отложениями неогена. Следовательно, складкообразование, воздымание и разрушение пород происходило в течение палеогенного периода, осадки которого в разрезе отсутствуют. Такими особенностями обладают угловое несогласие, при котором на поверхности размыва в контакте находятся породы разного возраста. В случае, показанном на рис. 3, породы неогена залегают и на верхнемеловых, и на нижнемеловых, и даже на юрских отложениях, хотя перерыв в осадконакоплении ограничен по палеогеновым периодом.

 

Рис. 3. Несогласное залегание осадочных пород:

а- параллельное; б- с угловым несогласием.

1- поверхность размыва.

По способу образования осадочные породы делятся па следующие генетические классы или группы.

1. Обломочные породы, состоящие из обломков в основном механического разрушения исходных горных пород.
2. Глинистые породы, состоящие из продуктов механического и химического разложения первичных горных пород, обычно без перехода в раствор.
3. Хемогенные породы, образованные путем различных химически реакций, выпадения солей из растворов.
4. Органогенные, или биогенные, образованные благодаря деятельности живых организмов и накоплению скелетных остатков после их отмирания.

 

Обломочные породы

Классификация обломочных осадочных пород основана главным образом на структурных признаках — величине и форме (характере окатанности) обломков, а также степени их цементации (рыхлые и сцементированные). Эти признаки одновременно отражают и их происхождение

По величине обломков обломочные породы подразделяются на:

1) грубообломочные породы (псефитовые) , состоящие из обломков более 2 мм в поперечнике;

2) среднеобломочные или песчаные породы (псаммитовые) , состоящие из обломков от 2 до 0,05 мм;

3) мелкообломочные, или пылеватые, породы (алевритовые) с размерами обломков от 0,05 до 0,005 мм";

4) тонкообломочные, или пелитовые, породы с размерами обломков менее 0,005 мм.

1)Грубообломочные породы (псефиты).

По величине обломков среди грубообломочных рыхлых, нецементированных выделяют следующие породы:

• валуны и глыбы — соответственно окатанные и неокатанные обломки размером более 200 мм в поперечнике;
• галька, или галечник, — окатанные и щебень — неокатанные обломки, размером от 10 до 200 мм в поперечнике;
• гравий — окатанные и дресва — неокатанные обломки, размером от 2 до 10 мм в поперечнике.

Все окатанные псефиты, скрепленные цементом, называются конгломератом, соответственно в зависимости от размера обломков- валунным, галечным, гравийным (или гравелитом). Сцементированные псефиты, состоящие из неокатанных обломков, называются брекчией, соответственно глыбовой, щебеночной, дресвяной. Встречаются конгломераты с некоторым количеством неокатанных обломков и брекчии с небольшим количеством окатанных.

В конгломератах и брекчиях могут присутствовать в большом количестве обломки разных размеров, тогда порода называется, например, гравийно-галечный конгломерат (на втором месте в названии ставятся преобладающие обломки, в данном случае галечные); или щебеночно-дресвяная брекчия, где преобладают обломки дресвы.

Встречаются псефиты, которые образовались при накоплении окатанны и неокатанных обломков. В этом случае порода называется конгло-брекчией, если преобладают неокатанные обломки, и брекчие-конгломератом, когда преобладают окатанные обломки.

Среднеобломочные породы (псаммиты)

В группу среднеобломочных пород входят очень распространенные в природе пески и песчаники. Пески состоят из обломков несцементированных, размером от 2 до 0,05 мм, песчаники — из сцементированных обломков такого же размера.

В зависимости от величины обломков пески и песчаники делятся на грубозернистые, крупнозернистые, среднезернистые и мелкозернистые.

По относительной величине зерен песчаные породы разделяются на равномернозернистые (сортированные) и развнозернистые (несортированные).

Пески и песчаники могут состоять более чем на 90 % из зерен одного и того же минерала (например, кварца — кварцевый песок или песчаник); они называются мономиктовыми. Песчаные породы, состоящие из обломков преобладающих двух минералов, относятся к олигомиктовым (например, кварц — глауконитовый). Полимиктовые пески и песчаники состоят из обломков различных  минералов (кварц, глауконит, полевой шпат, слюда и др.).

По минеральному составу выделяются следующие группы песчаных

Пород:

1. Кварцевые пески и песчаники; более чем на 90 % состоят из кварца с небольшой примесью слюды, полевого шпата. Отличаются хорошей сортировкой и окатанностыо зерен.
2. Песчаник кварцитовидный; песчаник, состоящий из кварцевых зерен, прочно сцементированных кварцем, иногда халцедоном или опалом; внешне сходен с кварцитом.
3. Кварцево-глауконитовые пески и песчаники; состоят из кварцевых зерен (40-20 %) и зерен глауконита (60-80 %) с небольшой примесью слюды и других минералов. В зависимости от количества глауконита пески и песчаники имеют более или менее интенсивную зеленую окраску; в процессе выветривания, при раз ложении глауконита, переходят в ржаво-бурую железистую песчаную породу.
4. Железистые пески и песчаники; пески состоят из кварца, зерна которого покрыты корочками бурого гетита и гидрогетита, причем песчаники сцементированы этим железистым минералом окраска от лиловато-бурой до ржаво-оранжевой.
5. Аркозовые пески и песчаники; состоят из зерен кварца, полевых пшатов, слюды, а цементирующим веществом для песчаников служат гидрослюды, каолинит, карбонаты. Эти породы являются продуктами разрушения гранитов и близких к ним пород.
6. Граувакки; темноокрашенные полимиктовые пески и песчаники, состоящие из обломков различных горных пород (магматических, осадочных и метаморфических), иногда с примесью обломков различных минералов; песчаники обычно плотно сцементированы разнообразным цементом.

Мелкообломочные породы (алевриты)

К мелкообломочным относятся породы, состоящие из обломков размерами от 0,05-0,005 мм1 (по другим авторам 0,1-0,01 мм). Рыхлые скопления таких обломков называются алевритами, а сцементированные — алевролитами.

Лёсс — алеврит светло-желтого (палевого) цвета, состоящий главным образом из частиц кварца, меньше полевых шпатов, кальцита и глинистых частиц (менее 0,005 мм). Известковистость в лёссах выражен в виде рассеянных в породе пылеватых частиц кальцита, а также в виде так называемых журавчиков, дутиков — известковых стяжений. Общее содержание извести — до 20-30 %. Поэтому лёсс легко реагирует («вскипает») при действии соляной кислотой. Характерными свойствами лёсса является пористость (до 40-55 %), отсутствие слоистости, однородная пылеватая структура, способность образовывать в больших массах вертикальные обрывы и столбчатую отдельность. При увлажнении лёсс уплотняется, так как теряются связи между составляющими его обломками, вследствие чего образуются на поверхности трещины и просадки, что необходимо учитывать при проектировании на территории развития лёсса строительных работ.

Алевролиты — сцементированная порода, состоящая в основном из частиц алевритовой размерности; часто имеет разнообразную окраску, тонкослоистое плитчатое строение, которое легко обнаруживается при раскалывании породы.

Супеси — обычно светло-серого цвета рыхлые отложения, состоящие примерно на 70 - 90 % из алевритопесчаного материала и от 30 до 10 % частиц менее 0,005 мм (то есть пелитовых частиц).

Суглинки тоже рыхлые светло-желтого или светло-серого цвета отложения,

 содержащие от 50 до 70 % алевритопесчаного материала, и от 50 до 30 % пелитовых частиц. В отличие от супесей суглинки более пластичны. Иногда выделяют разновидности суглинков, например валунные суглинки, содержащие значительную примесь валунов (морена).

Глинистые породы

К глинам (пелитам) относятся тонкодисперсные осадки с размером частиц менее 0,005 (по другим классификациям менее 0,01 мм). В состав глин, кроме окристаллизованных глинистых минералов (в основном гидрослюда, монтмориллонит, меньше хлорит и каолинит) химического происхождения, существенную роль играют обломочные минералы, также аморфные, скрытокристаллические и коллоидальные формы водных силикатов. По ряду основных свойств глины отличаются как от типично обломочных пород, так и от собственно химических осадков.

Коллоидные частицы в растворе имеют крайне незначительные размеры поэтому они не оседают на дно под действием силы тяжести. Это же относится и к суспензиям. Кроме того, электрический заряд частиц одинаков у данного вещества в одном и том же растворе. Для выпадения в осадок и превращения в породу необходимо, чтобы частицы коллоидов и суспензий приобрели способность к слипанию в более крупные комочки. Например, если река несет в море полуторные окислы железа или суспензию глинистого вещества, то при встрече с богатой электролитами морской водой эти вещества начинают оседать на дно. Этот процесс называется коагуляцией и подробно изучается в курсе физической химии.

Слипшиеся и осевшие комочки коллоидных частиц образуют в основном глинистые (пелитовые) породы.

Среди глинистых пород различают остаточные и переотложенные глины. К остаточным глинам относятся продукты, образующиеся при химическом выветривании различных коренных (материнских) пород и оставшиеся на месте разрушения. Образуется так называемая кора выветривания. С корой выветривания связывают возникновение каолиновых глин (каолинов), латеритов, бокситов и других образований.

Каолины — белого цвета глины, состоящие в основном из минерала каолинита, представляют собой землистую массу, жирную на ощупь, образующуюся при химическом выветривании полевошпатовых пород (гранитов, гранодиоритов, гранитогнейсов и т. п.). Эти первичные каолины отличаются содержанием в них примеси зерен кварца и других минералов, входивших в состав разрушенных материнских пород. Встречаются каолиновые глины, образованные в результате размыва коры выветривания каолинового состава и переотложения на дне водоемов.

При этом примеси отделяются и накапливаются более чистые каолиновые глины.

Бокситы формируются в коре выветривания богатых алюминием магматических пород, состоят преимущественно из гидратов окиси алюминия , часто с примесью гидроокислов железа. Бокситы представляют собой или рыхлую, или плотную породу красно-бурого, реже серого цвета, с характерной оолитовой или обломочной структурой. Важнейшая руда на алюминий. Бокситы, образующиеся в верхней зоне коры выветривания в тропическом климате, относятся к элювиальным или латеритным по условиям образования. При их размыве и переотложении образуются осадочные бокситы. Есть еще и карстовые бокситы — оставшиеся после выноса растворенного вещества.

Глина — это землистая порода, содержащая более 50 % глинистых частиц размером менее 0,005 мм, обладает способностью при смешивании с водой превращаться в пластичную массу, а при высыхании — в твердую породу; при обжиге глина приобретает каменистую твердость и крепость. Сухая, землистая, рыхлая глина легко рассыпается и растирается руками в мучнистую пыль; а может быть очень плотной, почти каменистой породой. Глина легко царапается ногтем, оставляя блестящую полоску, липнет к влажному пальцу, жадно впитывая воду. Насыщаясь водой, глина разбухает, размягчается и превращается в пластичную вязкую массу, которая при дальнейшем добавлении воды может постепенно превратиться в текучую массу.

Наиболее типичные физические свойства глин следующие:

• пластичность, то есть способность принимать под давлением любую форму и сохранять ее после прекращения давления;
• способность поглощать большое количество воды (40 % и более по объему), отчего порода увеличивается в объеме, разбухает (гигроскопичность);
• водоупорность — после полного насыщения водой (глинистые слои обычно служат водоупорными горизонтами, залегая под водоносными песчаными слоями);
• способность поглощать коллоидные, красящие вещества, масла и т. п.;
• огнеупорность — способность противостоять без плавления действию высокой температуры.

По минеральному составу различают мономинеральные, когда преобладает тот или иной глинистый минерал (каолинитовые, гидрослюдистые, в том числе глауконитовые), монтмориллонитовые, иногда хлоритовые и полиминеральные глины, характеризующиеся смешанным минеральным составом.

Различают песчанистые (жирные глины), которые содержат песчано-алевритового материала от 5 до 25 %, и песчаные (тощие глины), содержащие от 25 до 50 % песчано-алевритовых частиц.

По происхождению глины могут быть континентальными — остаточные и осадочные (озерные, аллювиальные и др.) и морскими, как мелководными, так и — чаще — глубоководными. В зависимости от этого они различаются по текстурным признакам, составу, окраске, характеру примесей.

Аргиллит — глинистая порода, образующаяся в результате уплотнения, дегидратации и цементации глин в процессе диагенеза. Это плотная, более твердая и темнее окрашенная, чем глина, порода. Аргиллит в отличие от глин не размокает в воде, не обладает пластичностью. По минералогическому составу, кроме гидрослюды, в аргиллитах присутствуют кварц, полевые шпаты, слюды и др.

Хемогенные и органогенные породы

Выпавшие из растворов в результате различных химических процессов осадки (хемогенные) и образованные в результате жизнедеятельности животных и растительных организмов (органогенные биогенные,) покрывают значительные площади дна Мирового океана; встречаются также и континентальные хемогенные и биогенные осадочные пород (озерные, речные, болотные и др.). Для хемогенных пород структура определяется размерами кристаллов слагающих их минералов (крупно-, средне-, мелкозернистая, землистая, скрытокристаллическая).

Для биогенных пород структура называется органогенной (или био - морфной, или цельноракушечной), если порода в значительной части состоит из сохранившихся ненарушенных раковин или скелетов организмов;

 детритовая (или органогенно-детритовая) структура характерна для пород, состоящих из обломков скелетных образований животных или растительных организмов. Эти две обширные — хемогенная и органогенная — группы пород связаны рядом взаимных переходов, и макроскопически установить происхождение для некоторых разностей пород не всегда представляется возможным.

Классификация хемогенных и органогенных пород производится по химическому составу слагающих их минералов. Выделяются следующие химико-минералогические классы пород:

• карбонатные;
• кремнистые;
• галоидные и сульфатные;
• железистые;
• фосфатные;
• каустобиолиты.

 

Карбонатные породы

Из карбонатных пород наиболее широко распространены

известняки — порода, состоящая в основном (более 70 %) из кальцита СаСО3

с примесью глинистых, алевритовых и песчаных частиц .

При реакции с соляной кислотой известняки бурно «вскипают». Известняки обычно окрашены в светлые тона: светло-серый, светло-желтый, но из-за примесей окраска может быть различной — темно-серой и даже черной Образуются известняки главным образом в морях и океанах, реже в озерах.

По происхождению известняки различают в основном биогенные (органогенные) и хемогенные.

Органогенные известняки состоят преимущественно из карбонатных скелетных остатков животных (зоогенные известняки) и растительных организмов (фитогенные известняки). По преобладающим в породе организмам известняки получают название: коралловые, мшанковые, брахиоподовые, нуммулитовые, криноидные и т. п. Раковины моллюсков, членики морских лилий, раковинки фузулинид и скелетные остатки других организмов часто хорошо различимы, что определяет происхождение и название известняков. Известняки, которые состоят и цельных или почти полностью сохранившихся створок раковин моллюско или гастропод называют известняками-ракушечниками. Известняки состоящие из обломков карбонатных органических остатков называю органогенно-обломочными, или органогенно-детритовым (крупнодетритовые, мслкодетритовые).

В рифовых известняках (коралловых, мшанковых и др.) наблюдаются поры и каверны. Некоторые органогенные известняки имеют облик плотных афанитовых пород. В отдельных случаях это зависит от того, что остатки организмов, составляющих породу, очень малы, в других случаях — от перекристаллизации известняков. Происхождение перекристаллизованных известняков часто трудно установить даже с помощью микроскопа.

Мел (писчий) — карбонатная органогенная порода белого цвета, состоящая в основном из кальцитовых остатков морских планктонных водорослей-кокколитофорид и в меньшей степени содержащая планктонные форамениферы. Пишущий след оставляют скопления тончайших микроскопических щитков (кокколитов) этих золотистых водорослей Структура порошкообразная (мелоподобная). Мел бурно реагирует с соляной кислотой.

Хемогенные известняки. Известняки химического происхождения образуются в результате осаждения СаСО.^ из морских, озерных, подземных вод и др. По структуре, текстуре, способу образования различаю несколько наиболее распространенных разновидностей известняков.

Плотные известняки — тонко- и микрозернистые (пелитоморфные), состоящие из мельчайших частичек CaCO3 (на 95-99 %). Эти породы имеют широкое распространение, образуются в интервале от больших глубин и до сублиторали.

Оолитовые известняки представляют собой скопления оолитов — шаровидных известковых зерен, образований (стяжений), имеющих концентрически скорлуповатое или радиалыю лучистое строение, скрепленных известковым цементом. Оолиты могут быть небольшими, как просяное зерно («икряной камень»), или с горошину — крупноолитовый известняк, или гороховый камень. Оолитовые известняки накапливаются в основном в прибрежных морских водах, но известны случаи образования оолитов в пресной среде, в аллювиальных отложениях.

Известковый туф обычно имеет вид легкой пористой или ячеистой известковой породы, образовавшейся в результате осаждения CaCO3 из источников, часто карстовых, имеющих избыток углекислого кальция. Нередко содержит отпечатки листьев и других органических остатков. Синоним известкового туфа — травертин.

Известковые натеки, обычно в виде корок почковидных образований нарастают па твердых породах, часто на стенках пустот в карбонатных породах, или, например, сосулек — сталактитов, нарастающих на потолках пещер и спускающихся вниз. Образуются при испарении воды, богатой углекислым кальцием и просачивающейся по трещинам в известняках.

Сталагмиты — натечные известковые образования, возникающие таким же образом на дне пещер.

Известковые натеки на поперечном срезе имеют обычно полнокристаллическую крупнозернистую, часто концентрическую или радиально-лучистую структуру.

Известняки с примесью глинистых частиц от 5 до 25 % называются глинистыми известняками.

Доломиты — это карбонатная порода, состоящая преимущественно из минерала того же названия — CaMg (CО4 ) 2 . Чистые доломиты встречаются редко. Обычно наблюдаются переходные разности пород от известняка к доломиту: известняк — с содержанием менее 5 % CaMg(CО3) 2 , доломитовый известняк — от 5 до 50 % CaMg (CО3) 2, известковый доломит — от 50 до 90 % CaMg (CО3) 2 , доломит — более 90 % CaMg (CО3) 2.

Кремнистые породы

Кремнистая порода более чем на 50 % состоит из кремнезема и имеет органическое (биогенное), химическое и вулканогенно-осадочное происхождение.

Биогенные породы кремнистые имеют в своем составе кремнезем, представленный опаловыми скелетными остатками кремневых организмов (спикулами губок, створками диатомей, скелетами радиолярий). К кремнистым биогенным породам относится диатомит — очень легкая, пористая, рыхлая, землистая или слабосцементированная порода белого, светло-серого и желтоватого цвета. Легко растирается пальцами в тончайший порошок. Благодаря высокой гигроскопичности диатомит жадно впитывает воду и сильно прилипает к влажному пальцу. Внешне похож на писчий мел, но в отличие от него не вскипает при действии НС1. Состоит диатомит из скопления микроскопических опаловых панцирей диатомовых водорослей.

Трепел внешне очень похож на диатомит, но в отличие от него состоит из мельчайших микроскопических зернышек опала; органически остатков нет или они могут присутствовать в небольшом количестве в виде обломков скелетов диатомей, радиолярий и губок.

Опока — твердая и плотная кремнистая порода (ноготь не оставляет черту), окраска белая, серая, часто пятнистая. Порода тонкопористая легкая (плотность от 1 до 1,6). При ударе твердая опока колется со звенящим звуком на остроугольные обломки, обладающие раковистым изломом. Опоки, как и трепел, состоят из микроскопических зернышек опала, частично раскристаллизованных, и небольшого количества кремневых скелетов организмов, сцементированных кремнистым веществом.

Типично биогенное происхождение имеет диатомит, а трепел и опока, вероятно, относятся к породам смешанного биогенно-химического генезиса.

Хемогенные породы — это кремнистые туфы, или гейзериты, представляющие собой белую или светлоокрашенную легкую пористую породу, состоящую в основном из опала с примесью глинистого вещества. Образуются в результате выпадения из вод горячих источников  гейзеров. Могут образоваться при этом и натечные сталактиты.

Яшма представляет собой плотную, твердую (твердость — 7), непрозрачную породу, ярко и пестроокрашенную, преимущественно окислам Fe и Мп, полосчатую или пятнистую, обладающую раковистым изломом. Сложена скрытокристаллическим кремнеземом, чаще всего халцедоном или кварцем. В яшмах могут содержаться остатки кремнисты микроскопических раковин радиолярий или кремневых губок. Яшмы могут иметь химическое, биогенно-химическое и вулканогенно-осадочное происхождение.

Кремни могут присутствовать в различных осадочных породах, образуя кремневые конкреции, нередко приуроченные к определенным горизонтам, иногда переходящим в кремневые линзы и прослои. Конкреции имеют разнообразную форму (округлую и в виде желваков) и размеры. Конкреции имеют состав кварцево-халцедоновый и опалово- халцедоновый. Цвет кремней от желто-серого до черного, твердость — 7.

Образуются кремневые конкреции как одновременно с осадконакоплением, так и в стадию диагенеза за счет концентрации рассеянного кремнистого вещества из коллоидального или нормального раствора во вмещающих осадках к центрам стяжения. Поэтому конкреции имеют нередко концентрическую текстуру обрастания.

Галоидные и сульфатные породы

Галоидные (хлоридные) и сульфатные породы образуются путем выпадения слагающих их минералов из пересыщенных водных растворов. Эти типично хемогенные породы называются эвапориты. Состоят главным образом из хлоридов и сульфатов Na, К, Са и M g . Образуются в замкнутых и полузамкнутых водоемах, на дне мелководных солены озер и заливов, в условиях сухого теплого климата. Среди галоидных пород наиболее распространенной является каменная соль, а из сернокислых — гипс и ангидрит.

Каменная соль, или галит (NaCl), представляет собой зернисто-кристаллическую или сливную массу, в зависимости от примесей окрашенную в различные цвета. Соленая на вкус, легко растворяется в воде, имеет небольшой удельный вес. Свойства галита, как и гипса, и ангидрита, поскольку эти породы мономинеральные, характеризуются свойствами соответствующих минералов. Каменная соль встречается в виде более или менее мощных сплошных масс и в виде примесей в обломочных породах и глинах.

Гипс (CaSO4*2H2О), как и галит, в породе встречается в виде мелкозернистых кристаллических светлоокрашенных скоплений. Характерны для этой породы небольшая твердость (чертится ногтем) и небольшой удельный вес. Часто встречается среди глин, песков и песчаников в виде мелких рассеянных зерен или друз кристаллов.

Ангидрит — серая или голубовато-серая плотная зернисто-кристаллическая порода с большей твердостью и удельным весом, чем гипс. Ангидрит встречается на глубинах более 70-100м; в тех редких случаях, когда выходит на дневную поверхность, вследствие процессов гидратации (присоединения к молекуле ангидрита (CaSO4) двух молекул воды) переходит в гипс (CaSO4*2H2О). В этом случае порода, сильно увеличиваясь в объеме, сминается и приобретает гофрированно- слоистую текстуру.

Железистые породы

Железистые породы представляют большой интерес, поскольку имеют важное практическое значение. По химическому составу это окислы, гидроокислы и карбонаты железа, а также железистые силикаты и сульфиды железа.

Широко известны бобовые железные руды, представляющие собой скопления конкреций (бобовин) лимонита округлой формы размером от 1-2мм до 2 - 3см, рыхлых или сцементированных бурым железняком или глинистым веществом. Образуются обычно в окислительной среде на дне озер (озерные руды) и болот (болотные руды). Бывают не только железные, но и марганцевые и алюминиевые бобовые руды, представленные окислами Мn и Аl. Внешние диагностические признаки их те же, что и соответствующих минералов. Характерна для этих пород оолитовая, конкреционная, натечная и землистая структура. Образование железных руд приурочено к прибрежной части моря. При встрече речных вод с морской водой, играющей роль электролита, происходят коагуляция коллоидных растворов, приносимых рекой, и выпадение в осадок окисных железистых минералов. На суше образование железистых пород связано с корой выветривания преимущественно ультраосновных магматических пород, богатых железосодержащими минералами.

В абиссальных глубинах океанов широко распространены современные железомарганцевые конкреции и корки, представляющие собой твердые концентрически слоистые стяжения гидроокислов железа и марганца. Размер конкреций от 1 до 15см. Кроме Fe и Мn в конкрециях обнаружены цветные и редкие металлы — Ni , Со, Си, Pb, Zn и др. Происхождение в основном седиментационно-диагенетическое.

Осадочные карбонаты железа представлены сидеритом, который встречается среди глин и мергелей в виде минеральных включений и реже в виде маломощных прослоев и линз.

Осадочные сульфиды железа — пирит и марказит — образуют также включения в алевритовых, пелитовых и песчаных породах.

Фосфатные породы

Осадочные горные породы, сложенные более чем на 50 % аморфными или микрокристаллическими фосфатами кальция (из группы апатита и др.) и содержащие примесь глинистого или песчаного материала называются фосфоритами. В зависимости от примесей внешние признаки фосфатов меняются в широких пределах. Чистые фосфориты светлого цвета, обычно же — темно-серого, черного, буроватого цвета.

Фосфориты часто встречаются в виде конкреций округлой, почковидной и другой разнообразной формы (конкреционные фосфориты). Размер конкреций от нескольких сантиметров до нескольких десятков сантиметров. Фосфориты могут образовывать пластовые залежи или встречаться в виде разрозненных желваков в песке, отчего порода приобретает конгломератовидный облик. Текстура фосфоритов может быть слоистая, натечная, радиально-лучистая, аморфная. Наиболее широко фосфориты распространены на шельфе и в верхней части континентального склона. В фосфоритах могут присутствовать раковины и обломки моллюсков и брахиопод, замещенных фосфатом кальция (ракушняковые фосфориты). На небольших островах южных морей фосфориты могут образоваться в результате разложения птичьего гуано (островные фосфориты). Осадочные породы с содержанием фосфатных минералов менее 50 % называются фосфатными породами. Встречаются слои песка, глины и других осадков, сцементированных фосфатным, фосфатно-карбонатным и фосфатно-кремнистым цементом.

Таким образом, происхождение фосфоритов в основном хемогенное, но может быть и биогенное, и биохемогенное. Фосфориты являются источником агрохимического сырья, используются как фосфатное удобрение.

Углеродные и углеводородные породы (каустобиолиты, горючие ископаемые)

В эту группу входят породы органогенные и химические по происхождению. Среди них важнейшими являются торф, ископаемые угли, углистые сланцы, нефть и битоминозные породы. Все эти образования представляют собой горючие полезные ископаемые.

Торф — бурая или черная масса полуразложившегося растительного материала (листьев, стеблей, корней), обогащенного органическими кислотами. Накапливается в болотах из остатков отмерших растений, испытавших неполное разложение при повышенной влажности и недостаточном доступе воздуха. Структура породы может быть волокнообразной или аморфной, соответственно при низкой или более высокой степени разложения. Торф представляет собой первую стадию превращения растительного материала по пути преобразования его в уголь.

Ископаемые угли сложены материалом растительного происхождения накопившимся па дне мелководных водоемов и в болотах, в частности, при преобразовании торфа. Растительный материал претерпел сложный химический процесс изменения, в результате которого органическое вещество потеряло кислород и водород и обогатилось углеродом но схеме: древесина (50 % С ) —> торф - » бурый уголь (около 70 % С) —> каменный уголь (82 % С) -> антрацит (95 % С).

Бурый уголь — это плотная темно-бурая или черная порода, матовая или блестящая, имеет раковистый излом и дает бурую черту.

Каменный уголь окрашен в черный цвет, имеет жирный блеск, излом раковистый, дает (в отличие от бурого угля) черную блестящую черту, пачкает руки. Антрацит отличается от каменного угля большей твердостью и полуметаллическим блеском, неровным изломом, рук не пачкает.

Процесс разложения захороненного органического вещества в условиях затрудненного доступа кислорода приводит к образованию нефти или горючих летучих веществ, называемых битумами. Существует и другая точка зрения на происхождение нефти, высказанная впервые Д. И. Менделеевым. Он считал, что нефть имеет неорганическое происхождение, то есть она синтезируется в глубоких частях земной коры, затем поднимается кверху и накапливается в тех осадочных породах, которые являются хорошими коллекторами.

Нефть представляет собой, в отличие от ранее описанных горючих ископаемых, жидкость от светло-желтого (легкие разновидности) до буровато-черного (тяжелые разновидности) цвета со специфическим запахом и масляным блеском. Залежи нефти образуются среди различных пористых и трещиноватых пород (пески, песчаники, известняки и др.), которые в этих случаях играют роль ее коллекторов.

Структура и текстура

Структурой осадочной породы называется совокупность признаков породы, обусловленная природой слагающих ее компонентов (обломочных частиц, кристаллического и аморфного материала, остатков скелетов организмов), их абсолютными и относительными размерами и формой. Обломочные породы по происхождению обломков и их вещественному составу делятся па терригенные, когда обломочный материал образовался из продуктов размыва пород суши (континентов или островов); вулканогенные осадки и породы, сложенные обломочными продуктами вулканических извержений, вулканогенно-осадочные породы, образовавшиеся при размыве вулканокластического материала, накопившегося на суше при извержении вулканов, а затем снесенного и отложенного в океане, эдафогенные обломочные породы, состоящие из продуктов подводного разрушения коренных пород дна при размыве придонными течениями, путем тектонического дробления, осыпания на крутых склонах.

По величине обломков среди этих пород (терригенных, вулканогенных, вулканогенно-осадочных и эдафогенных) выделяют:

• грубообломочные структуры для пород, состоящих из обломков размером более 2мм в поперечнике;
• среднеобломочные, или песчаные, структуры для пород с размерами частиц от 2 до 0,05мм;
• мелкообломочные, или пылеватые, структуры для пород с частицами от 0,05 до 0,005мм;
• тонкообломочные структуры для пород с размерами частиц менее 0,005мм.

По величине зерен среди песчаных пород выделяют:

• грубозернистые (2-1мм);
• крупнозернистые (1-0,5мм);
• среднезернистые (от 0,5~0,25мм);
• мелкозернистые (от 0,25 до 0,05 мм).

По форме обломков различают породы, в которых частицы могут быть неокатанными (угловатыми) — углы не несут следов сглаживания; полуокатанными (округло-угловатыми), когда углы закруглены, по грани еще резкие; и окатанными — обработаны все углы и ребра, зерна приобретают округлую, сфероидальную или близкую к ним форму.

Окатанность материала указывает на достаточно длительное время и длинный путь переноса обломочного материала от места разрушения до места накопления; неокатанность же, наоборот, — на кратковременность и небольшие расстояния переноса. Следует отметить, что мелкие обломки (мене 0,05мм) практически не окатываются, поскольку они чаще всего переносятся во взвешенном состоянии водными и воздушными потоками, а не путем перекатывания.

Различают структуру брекчиевую, если порода состоит из неокатанных сцементированных обломков, и конгломератовую, когда обломков породе окатаны.

По относительному размеру зерен выделяют структуры равномерно-зернистую, когда порода состоит из зерен более или менее одинакового размера и разнозернистую (неравномерно-зернистую), если обломки в породе разной величины.

В осадочных породах различают:

• внутрипластовые текстуры;
• текстуры поверхностей слоя.

Внутрипластовые текстуры осадочных пород представляют собой совокупность признаков строения породы, обусловленных пространственным распределением породообразующих компонентов внутри слоя, их ориентировкой относительно друг друга и плоскостей слоя и плотностью заполнения ими пространства слоя.

По взаимному расположению осадочного материала различаются текстуры:

• беспорядочная (массивная), характеризующаяся беспорядочным, без всякой ориентировки расположением слагающего породу материала;
• слоистая — отличается наличием в осадочных породах чередующихся слоев, различных по составу, крупности и расположению частиц и другим особенностям (подробнее описание см. ниже);
• листоватая порода расщепляется на листообразные слойки, благодаря тонкой слоистости с толщиной слойков в доли миллиметра;
• полосчатая — участки породы, различающиеся по составу, крупности или цвету частиц, чередуются в виде параллельных полос.

В зависимости от плотности заполнения осадочным материалом пространства в породе различаются текстуры:

• плотная, без видимых на глаз пустот и пор в породе;
• мелкопористая, когда можно различать мелкие частые поры;
• крупнопористая, где величина пор колеблется от 0,5 до 2,5мм;
• кавернозная, где крупные поры образуют сложные пустоты - каверны, возникшие на месте выщелачивания отдельных участков породы.

Пористость как текстурный признак в осадочных породах имеет особенно важное значение в нефтяной геологии, гидрогеологии и инженерной геологии, т. к. определяет характер проницаемости для воды, нефти, газа, а также просадочные свойства породы под нагрузкой.

Текстуры поверхностей слоя — это совокупность признаков, обусловленных особенностями строения поверхностей напластования. К ним относятся различные неровности, образующиеся на поверхности слоя под влиянием механических причин или в результате жизнедеятельности организмов.

Ископаемая рябь (знаки ряби) наблюдается на поверхности песчаных, реже глинистых слоев и известняков в виде рядов валиков. В связи с деятельностью ветра образуется рябь эоловая (ветровая) - асимметричные невысокие валики(рис.4а); под влиянием течений воды возникает рябь течения, тоже асимметричные валики, но с более часто чередующимися гребнями и ложбинами(рис.4б); при движении воды в мелководных бассейнах при воздействии подводных течений. Осадки могут сохранить на поверхности слоя следы ряб волнения -  симметричные валики с острыми гребнями(рис.4в).

Рис. 4. Схематическое изображение различных типов ряби (по М. С. Швецову):

а — эоловая (ветровая) рябь; б — рябь течения; в — рябь волнения

Трещины усыхания (высыхания) глубиной несколько сантиметров образуются при высыхании и уплотнении влажных глинистых илов.

В ископаемом состоянии трещины обычно заполнены песком или алевритом, отложившимся на растрескавшейся поверхности глинистого осадка.

Отпечатки. На поверхности песка или ила, перекрытой последующими осадками, иногда сохраняются следы выпавшего дождя или града в виде округлых углублений. Сохраняются также следы морских течений и следы ползающих животных (моллюсков, червей и др.) в виде борозд или отпечатков конечностей. Могут сохраниться пустоты от растворившихся кристаллов галита (каменной соли) и других минералов с четко выраженной формой кристалла.

Цемент осадочных пород — это вещество, скрепляющее частицы обломочного, органогенного или химического происхождения и превращающее их в плотную горную породу. Состав, структура и количественное соотношение цемента с обломочным материалом разнообразны.

По составу цемент может быть глинистым, алевритовым, песчаным, карбонатным (кальцитовым, доломитовым и др.), сульфатным (гипсовым, ангидритовым и др.), кремнистым (опаловым, халцедоновым, кварцевым), железистым (окислы и гидроокислы железа), фосфатным и др.

Карбонатный цемент определяется реакцией с соляной кислотой, кремнистый — по твердости, железистый — по красно-бурому цвету; глинистый цемент относительно легко размокает в воде. Часто породы получают название согласно составу цемента (например, железистый, кремнистый или известковистый песчаник). Цемент может образоваться одновременно с отложением осадка (первичный) или может возникнуть после образования осадка (вторичный) в результате осаждения солей из циркулирующих в породе растворов. От характера цемента зависит прочность осадочной породы.

Окраска. Осадочные породы имеют самую разнообразную окраску и оттенки от снежно-белого до черного. При этом иногда окраска является признаком для определения этих пород и зависит:

• от цвета минералов, слагающих породу;
• от цвета примесей, иногда в небольшом количестве рассеянных в породе или в виде тонкой пленки покрывающих ее зерна;
• от цвета цемента.

Белый и светло-серый цвета обычно обусловлены окраской главных минералов осадочных пород (кварца, каолинита, кальцита и др.) и свидетельствуют до некоторой степени о чистоте породы. Темно-серый и черный цвета чаще всего являются результатом примеси красящего углистого вещества и реже солей марганца и сернистого железа. Красный и розовый цвета связаны с примесью в породе окислов железа и часто свидетельствуют о формировании осадков в условиях жаркого климата. Зеленый цвет зависит от примеси одновременно окисного и закисного железа или присутствия соответственно окрашенных минералов (глауконита, хлорита). Реже зеленый цвет обусловлен ионами Сu, Ni , Cr . Желтый и бурый цвета обусловлены присутствием в породе лимонита.

 

Фации и литофации осадочных пород

Комплекс отложений, отличающихся составом и физико- географическими условиями образования от соседних отложений того же стратиграфического возраста, называется фацией, т.е. однородной по составу комплекса пород, образовавшихся в сходных физико-географических условиях. На основании фациальных исследований в составе земной коры выделяют отдельные фации. Фации осадочных пород по месту их образования принято делить на три основные группы: морские фации; переходные фации: лагунные фации, дельтовые фации; континентальные фации.

1)Морские фации подразделяются: литоральные, неритовые, батиальные, абиссальные.

Для литоральных фаций характерны крупно- и среднеобломочные породы с битой ракушкой, с остатками прибрежной растительности (на низких берегах в тропических областях — торфяники) и хемогенные осадки в аридных климатических зонах. Для неритовой свойственны разнообразные терригенные и органогенные осадки. В этой зоне сосредоточено наибольшее количество донных организмов, обладающих или массивными раковинами, или панцирями, и организмов, плотно прикрепляющихся к скалам.

О глубинах бассейнов, в которых шло осадконакопление, могут рассказать аутигенные (образуются на месте возникновения породы) минералы (глауконит, фосфорити др.).

Глауконитовые породы в современных водоёмах формируются на больших пространствах, образуют широкие полосы вблизи побережий Африки, Южной Америки и Австралии. Глубина отложения пород колеблется от десятков до сотен метров. Максимальное глауокнитообразование приходится на глубины около 150—200 м, то есть на границе окислительной и восстановительной сред.

Определить глубину накопления морских осадков могут помочь и многие химические образования в морских илах, например кальцитовые оолиты. Массовые накопления кальцитовых оолитов зарегистрировано у пологих берегов аридных зон на глубинах от 0 до 10м. Для батиальных фаций характерны разнообразные илы, для абиссальной — полигенные осадки.

2) Лагунные фации — подгруппа переходной группы фаций. Лагунные фации формируются в переходной зоне между сушей и морем, в изолированных участках морских бассейнов с ненормальной (повышенной или пониженной) соленостью воды.

Виды лагунных фаций:

Фации опресненных бассейнов накапливаются в условиях слабой подвижности воды, содержащей пониженное количество минеральных солей. Органогенные породы представлены ракушняками, мелководными и водорослевыми известняками. Терригенные породы обладают преимущественно алеврито-глинистым составом.

Для фаций засоленных бассейнов наиболее характерны соляные и карбонатные породы. Песчано-глинистые породы играют подчиненную роль.Типичный пример фаций засоленных лагун - верхнедевонские отложения Припятского прогиба. Здесь выделяются нижняя и верхняя соленосные толщи мощностью соответственно около 1000м и 3000м, разделенные межсолевыми терригенно-карбонатными породами мощностью 100 - 1000м.

 

3) Дельтовые фации

Особенность накопления фаций дельт - постоянное чередование пресноводных, солоноватых и морских условий. Представлены эти фации в основном песчано-глинистыми отложениями с разнообразными органическими остатками, которые в результате разложения дают начало скоплениям каменного угля и нефти, а также карбонатными, реже соляными породами. Фации дельт отличаются большой пестротой литологического состава, линзовидным строением, присутствием болотных, озерных, речных и эоловых отложений.

Фации эстуариев и лиманов накапливаются в условиях сезонного чередования пресных и морских вод с относительно небольшой подвижностью. Терригенные осадки представлены различными песчано-глинистыми породами, для которых часто отмечается чередование песков различного гранулометрического состава, характерна слоистость речного типа. Из хемогенных пород встречаются железистые. К терригенным породам нередко приурочены скопления горючих полезных ископаемых.

4) Континентальные фации

Континентальные фации очень разнообразны и изменчивы как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. В континентальных фациях мало органических остатков, в основном это кости позвоночных, пыльца и оболочки спор растений. Континентальные фации образуются на суше в результате деятельности различных экзогенных геологических факторов - воды, ветра, ледников и др. Они отличаются невыдержанностью в разрезе и по простиранию; присутствием грубообломочных и несортированных пород, коры выветривания; широким распространением красноцветной окраски, обусловленной осадконакоплением в окислительной среде.  Существуют две группы континентальных фаций:

Флювиальные — образующиеся в условиях водной среды (речные, озерные, болотные и др.;

Образующиеся на суше, в наземных условиях (эоловые, гравитационные, элювиальные коры выветривания, флювиогляциальные и др.).

Заключение

Цель данной курсовой работы заключалась в том, чтобы исследовать один из основных видов горных пород: осадочные горные породы и ее классификация. Поставленная цель достигнута - рассмотрены происхождение, структура, текстура осадочных пород,  состав и особенности, а также основные представители осадочных горных пород.

Более трёх четвертей площади материков покрыто осадочными породами, поэтому с ними наиболее часто приходится иметь дело при геологических работах. Кроме того, с осадочными породами связана подавляющая часть разрабатываемых месторождений полезных ископаемых, в том числе нефти и газа. В них хорошо сохранились остатки вымерших организмов, по которым можно проследить историю развития Земли. Также осадочные горные породы нашли широкое применение во многих отраслях промышленности, строительстве и сельском хозяйстве.

На основе проделанной работы можно подвести итог, что осадочные горные породы используемые человеком обладают уникальными и полезными свойствами, которые делают эти породы актуальными и на сегодняшний день.

 

Список используемых источников

1. Соколовский А.К. Общая геология, 2006. - 448с.
2. Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение, 2007. – 512с.
3. Иванова М. Ф. Общая геология. Москва, 1980.
4. Мильничук В. С., Арабаджи М. С. Общая геология , 1989. - 333с.

 

Задания для курсовой работы

1. Дайте характеристику указанных ниже минералов. В состав каких

горных пород они могут входить? Приведите примеры.

1.3. Альбит химический состав Na[AISi₃O₈], минерал из группы полевых шпатов — плагиоклазов. Окраска белая с различными оттенками. Характеризуется  твердостью по минералогической шкале 6—6,5, стеклянным блеском, совершенной спайностью по {001}, средняя по {010}, белым цветом черты. Образуется при кристаллизации кислой и средней магмы и в процессе гидротермальной метаморфизации силикатных минералов. Входит в состав магматических (граниты, липариты, магнетиты  и др.), осадочных (пески, песчаники) и метаморфических (гнейсы) пород. Встречается в виде пластинчатых, реже таблитчатых кристаллов, образующих зернистые, чешуйчатые, сноповидные или веерообразные агрегаты. Зернистые агрегаты альбита внешне напоминают сахар-рафинад. Образованную при относительно низких температурах, наиболее плотную разновидность за внешнее сходство иногда называют фарфоровидным альбитом.

Гипс — минерал из класса сульфатов, по составу CaSO₄·2H₂O. Волокнистая разновидность гипса называется селенитом, а зернистая — алебастром. Блеск стеклянный или шелковистый (у волокнистых разновидностей), спайность весьма совершенная в одном направлении (расщепляется на тонкие пластинки). Цвет белый, серый, иногда красноватый, при наличии примесей имеет серую, желтоватую, розоватую, бурую окраску. Волокнистые разности дают занозистый излом. Черта белая. Плотность — 2,3 г/см³, твёрдость по шкале Мооса — 2. Текстура — массивная. Гипс как осадочная порода образуется прежде всего в результате гидратации ангидрита, который в свою очередь осаждался при испарении морской воды. Нередко при ее испарении осаждается непосредственно гипс. Встречается гипс в пластах осадочных пород в форме чешуйчатых, волокнистых или плотных мелкозернистых масс; в виде бесцветных или белых кристаллов. Жильный гипс обычно является продуктом реакции сульфатных растворов (образующихся при окислении сульфидных руд) с карбонатными породами, например известняками. Встречается также в гидротермальных низкотемпературных рудных жилах.

                                                                                                                                   

2. В состав каких горных пород входят перечисленные минералы в

качестве породообразующих? Дайте их краткую характеристику.

2.3. Сильвин –  минерал из класса галогенидов, подкласс хлориды. Химическая формула: KCl. Сильвинит образуется главным образом хемогенным путём в результате выпадения KCl и NaCl в осадок из бассейнов повышенной солёности (как правило, прибрежно-морского или лагунного типа) в условиях аридного климата. Сильвин встречается вместе с галитом, образуя месторождения калийных солей. В природе отлагается в осадочных соленосных толщах вместе с галитом, карналлитом, образуя иногда крупные толщи промышленных месторождений калийных солей. Встречается также в возгонах вулканов.

Ортоклаз — широко распространённый породообразующий минерал из класса силикатов, одна из разновидностей полевых шпатов (калиевый полевой шпат). В состав ортоклаза входят оксид калия (К₂O) — 16,9 %, оксид алюминия (Al₂O₃) — 18,4 %, диоксид кремния (SiO₂) — 64,7 %, также часто присутствует несколько процентов оксида натрия (Na₂O). Может содержать Изоморфные примеси: Na, Ba, Rb, Fe²⁺, Ca и др. Ортоклаз, как и другие кали-натриевые полевые шпаты, встречается главным образом в кислых, иногда в средних по кислотности изверженных породах. Породообразующий минерал гранитов, сиенитов, некоторых древних эффузивов и гнейсов. Иногда встречается в сиенитовых пегматитах.

3. Укажите происхождение, минеральный состав, структуру, текстуру

горных пород, отметьте их основные свойства.

3.3.Известняк-ракушечник— осадочная карбонатная горная порода,  состоящий преимущественно из раковин морских животных и их обломков. в основном из кальцита или кальцитовых скелетных остатков организмов, редко — из арагонита Химический состав чистых известняков близок к кальциту, где CaO 56% и CO₂ 44%. Известняк в ряде случаев включает примеси глинистых минералов, доломита, кварца, реже гипса, пирита и органических остатков, которые определяют название известняков. Ракушечник образуется в результате накопления в прибрежных частях мелких морей и лагун скелетных остатков организмов — раковин. Ракушечник имеет пористую структуру, поэтому является непревзойденным тепло-, шумоизолятором по своей природе. Текстура однородная, слоистая, иногда пористая, кавернозная и др. У известняка нет блеска, он обычно светло-серого цвета, но может быть белым или тёмным, почти чёрным; голубоватым, желтоватым или розовым, в зависимости от состава примесей. В известняке встречаются останки скелетов древних животных.

Скарн — контактово-метасоматическая порода, возникающая вблизи интрузии, в случае, если вмещающие породы резко отличаются от интрузивных пород по химическому составу. Скарн является продуктом реакционного взаимодействия контактирующих между собой карбонатных и алюмосиликатных пород при участии высокотемпературных постмагматических растворов в условиях прогрева внедрившейся силикатной (чаще всего кислой) магмой. По минералогическому и химическому составу выделяют два типа скарнов: известковые и магнезиальные. Известковые скарны образуются в зоне контакта силикатных пород с известняками, магнезиальные — с доломитами. Структура: кристаллическая, зернистая, бластовая. Текстура: массивная, неоднородная, пятнистая.

 

4. Как классифицируются перечисленные ниже горные породы

по происхождению и содержанию кремнекислоты? Какими

основными признаками они характеризуются? Дайте описание одной из

пород. В чем сходство и различие пород?

4.3 Пироксенит- ультраосновная горная порода, состоящая главным образом из одного или нескольких пироксенов; иногда в ней наблюдается небольшая примесь оливина, реже полевых шпатов и магнетита или титаномагнетита. Структура:полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, средне- и крупнозернистая. Текстура: массивная, часто афанитовая (плотная), иногда порфировидная.

Сиенит — магматическая интрузивная, горная порода с меньшим, чем у гранита, содержанием кремнезема. Минеральный состав: калиевый полевой шпат, плагиоклаз, с примесью цветных минералов: роговой обманки, биотита, пироксена, изредка оливина. В отличие от гранита практически не содержит кварца (менее 5 %). В зависимости от содержания цветных минералов сиениты называют роговообманковыми, слюдяными, кварцевыми и др. Структура: полнокристаллическая, равномернокристаллическая, иногда порфировидная, мелко- и среднезернистая. Текстура: массивная.

 

5. Расположите геологические периоды в хронологическом

порядке и напишите их условные буквенные обозначения –

геологические индексы. Между породами какого возраста

имеется стратиграфический перерыв?

5.3 Палеогеновый-P, меловой- K, каменноугольный- C, девонский- D периоды.

Стратиграфический перерыв наблюдается между меловым и каменноугольным

периодами.

 Скачать: kursovaya-rabota-ahmetova-albina.docx