Общие фациальные профили пород и руд алферманговой триады в послепротерозойские времена, общие закономерности накопления, пространственная и временная разобщенность.

Каждое из месторождений триады, взятое в отдельности, геохимически обычно монолитно, однообразно по составу, мало меняется по простиранию и в пределах одного контура рудного тела в подавляющем большинстве случаев переходит в месторождение какого-либо-другого минерала

Т.о. образом бокситовые фе и мн руды представляют собой накопление чётко индивидуализированные, ограниченные друг от друга и внутри себя, достаточно однородны

 

Месторождения как правило пространственно и хронологически отделены друг от друга и их возникновение происходило за счёт питания из разных и разновозрастных самостоятельных источников.

 

 

Диагностические признаки породообразующих компонентов песчаных пород – обломков пород.

Обломки кварцитов и микрокварцитов

Без анализатора кажутся наиболее чистыми по сравнению с обломками, не содержащими вторичных продуктов выветривания, часто столь же прозрачными, как обломочный кварц. В скрещенных николях видно резкое отличие от собственно кварца. Последний монокристалличен, обломок породы поликристалличен и может иметь различную внутреннюю структуру: конформную, свойственную жильному кварцу и кварцитовидному песчанику, или гранобластовую, как у метаморфического кварцита.

Кремнистые обломки

Представлены обычно светлыми, незамутненными зернами, похожими на кварц, но со слабой желтоватой окраской. В скрещенных николях либо полностью изотропны, либо содержат сферолиты или волокнистые агрегаты халцедона, облегчающие их диагностику, либо представлены микро- и тонкокристаллической халцедоновой массой.

Обломки глинистых пород и аргиллитов

Всегда замутнены и окрашены в желтоватый, буроватый или зеленый цвет. В скрещенных николях видны двупреломляющие в желтых тонах чешуйки глинистых минералов, часто ориентированные. Может присутствовать изотропная глинистая масса, количество которой становится все меньше по мере преобразования пород: в измененных аргиллитах вся масса чешуйчатая и часто ориентированная по сланцеватости. Принадлежность того или иного обломка к глинистым породам более вероятна, если обнаруживается примесь обломочных зерен алевритовой или кварцевой размерности. Обломки глинистых пород бывают сдавлены, изогнуты или раздроблены более твердыми зернами.

Обломки зернистых пород

Обломки алевролитов и песчаников хорошо узнаются по алевритовым и псаммитовым структурам, заметным при одном николе, и особенно в скрещенных николях. Они могут быть не только диагностированы, но и описаны по той же схеме, что и вмещающая их песчаная порода.

Обломки карбонатных пород

После изучения карбонатных пород, описанных в разделе 2, у студентов не должно возникать трудностей при диагностике карбонатных обломков. Чаще всего карбонатные обломки окружены тонкой пленочкой микрозернистого и потому более темного карбонатного вещества, видимого при одном николе, которая образуется вследствие растворения карбонатов вблизи поверхности зерна.

Обломки кристаллических пород

Обломки магматического и метаморфического происхождения легко узнаются в скрещенных николях по характерным минеральным ассоциациям и структурам, изученным студентами в курсе петрографии кристаллических пород.

Обломки эффузивных пород

Наиболее трудны для диагностики, особенно если содержат много стекла и замещены вторичными продуктами изменения, характерными для них. Но очень просто диагностируются обломки, содержащие порфировые вкрапленники, обычно удлиненной, призматической формы, или лейсты плагиоклазов. Типичными продуктами изменения эффузивов являются кварц, альбит, серицит, хлорит, карбонаты, эпидот.

Билет № 10.

 1. Происхождение компонентов осадочных горных пород (генетическая классификация компонентов по В.Т. Фролову).

Осадочные породы по составу слагающих их компонентов резко отличаются от магматических и метаморфических пород своей общей неоднородностью, так как они чаще всего формируются механически из разнообразных источников вещества. Все на Земле участвует в сложении осадочных пород, даже космические компоненты, а в последнее время к природным добавляются и искусственные, техногенные.

Генетическая классификация основных компонентов осадочных пород

А. Природные, или естественные.

I. Внеземные, космические.

1. Космогенные. Криоконит(темные шарики)+метеориты

II. Земные, или теллурические.

IIа. Эндогенные.

2. Вулканические, или вулканогенные. Вулканические компоненты представлены всеми тремя агрегатными состояниями вещества: твердыми, жидкими и газовыми. Они не обязательно связаны с вулканами, к ним относят и те, которые выходят на поверхность земли с горячими источниками, не имеющими прямой или косвенной связи с вулканами, а также и грязевулканические туфы нефтяных областей. Твердые компоненты – вулканокласты: 1) пирокласты - обломки(их производит взрыв постройки вулкана или фундамента его)возникают при взрывной деятельности вулкана, лава которого богата газами; 2) лавокласты - обломки потоков лав, возникающие при их движении по поверхности земли, они захороняются в осадочном материале; 3) гиалокласты, возникающие, как и лавокласты, при эффузивной деятельности вулканов, но обязательно подводной или подледной от соприкосновения горячей лавы и холодной воды или льда. По структурно-петрографическому характеру твердые вулканокласты подразделяются на три группы: 1) литокласты - обломки вулканических пород, не распавшихся при дроблении на вкрапленники и стекло; они чаще всего бывают вулканолитокластами, реже седикластами, или седиментокластами (обломками осадочных пород), метакластами (обломками метаморфических пород) и др.; 2) кристаллокласты - отдельные зерна или скопления отдифференцированных вкрапленников в лаве - плагиоклазов, калишпатов, пироксенов, амфиболов, биотита, магнетита, ильменита, кварца; 3) витрокласты - обломки стекла, не успевшего раскристаллизоваться при распылении жидкой лавы в воздухе. Жидкие вулканические компоненты поставляются гидротермами и представляют собой истинные и коллоидные растворы кремнезема, окислов железа, марганца, алюминия, фосфорных и других соединений, переносимые в виде хлоридов, бромидов, карбонатов, мышьяковых, сурьмяных и других форм, т.е. преимущественно в виде кислых растворов. Газовы компоненты пары воды, СО2, СО, Н₂, N2, H2S, Нз, СН4, As, Cl

IIб. Экзогенные.

3. Реликтовые: а) терригенные образующиеся на суше и сносимые с нее. образуются при экзогенных процессах механического, физического, химического выветривания всех горных пород, а также при тектонических дислокациях и в результате деятельности человека. Теоретически они могут быть любого земного состава, однако при транспортировке и еще раньше - при выветривании - совершается их важный естественный отбор, в котором содержание химически или механически нестойких компонентов уменьшается, а многие из них в конце концов даже исчезают, оставшиеся же высокозрелые представлены практически лишь кварцем и кварцитами., Породообразующие терригенные компоненты - обломки осадочных, магматических и метаморфических пород - литокласты (седи-, магмо-, и метакласты), кристаллокласты и витрокласты. Литокласты невоможно перечислить, но главнейшие из них - обломки глинистых, карбонатных, кремневых, песчаных и туфовых пород, а также базальтов и других эффузивных, гранитов и других интрузивных пород, кварцитов, сланцев, гнейсов и других метаморфических пород. В качестве редких, часто акцессорных встречаются все другие породы, даже малостойкие серпентиниты и ультрабазиты, а также обломки углей, фосфоритов, руд, солей.Кристаллокласты как породообразующие немногочисленны. Из них резко выделяется самый стойкий в экзосфере кварц, практически во всех экзогенных процессах накапливающийся в осадках.

 б) эдафогенные. Образующиеся на дне моря. Хотя на дне морей в основном идет седиментация, но все больше наблюдаются и процессы кластирования и переотложения, что давно установлено в ископаемых морских толщах. Классификация эдафогенных компонентов аналогична классификации терригенных. Из литокластов наиболее распространены базальтовые кластиты: лаво-, гиало- и туфокластиты, экзогенные и тектоногенные кластиты. Встречены и серпентинитовые обломочные породы. Обычны глауконитовые пески, фосфориты, сконденсированные до рудных кондиций переотложением на дне и иногда некоторым перемещением, в целом небольшим. Сингенетические известняковые, глинистые, кремневые и песчаниковые брекчии, а также большинство олистостромов слагаются эдафогенными компонентами.

4. Новообразованные гипергенные. Гипергенные, т.е. новообразованные в корах выветривания и других процессах минералообразования в верхней части литосферы, компоненты самые объемные, т.е. наиболее распространенные на Земле.: а) терригенные При гипергенезе на суше в массовом количестве образуются глинистые минералы всевозможного состава, В небольших количествах из зоны гипергенеза сносятся взвеси и более крупные зерна железных и марганцевых минералов, бокситов, иногда дающих месторождения соответствующих руд., б) гальмиролитические. При подводном выветривании образуются глинистые, железные, марганцевые, фосфатные, карбонатные, цеолитовые, а иногда и сульфидные минералы. Из глинистых минералов наиболее универсален самый устойчивый на морском дне монтмориллонит глинистый минерал, относящийся к подклассу слоистых силикатов, основной компонент бентонита, а также и смешанослойные монтмориллонит-гидрослюдистые минералы. Поэтому многие силикаты - вулканическое стекло туфов, вулканокласты - при достаточном экспонировании на морском дне или в осадке на небольшой глубине трансформируются в монтмориллониты, наиболее равновесные к щелочным окислительным условиям морской воды. При понижении Eh и рН, что осуществляется на некоторой глубине в осадке при достаточном количестве реакционно способного органического вещества и богатом бактериальном мире, в верхней части восстановительной зоны формируется глауконит, который может развиваться по монтмориллониту и другим глинистым, слюдистым, полевошпатовым минералам. В более восстановительных условиях формируются шамозит, корренсит. В зонах гидротермального преобразования вулканитов возникают хлориты, палыгорскиты и др. По пепловым туфам образуются цеолиты, как вторичные минералы, нередко составляющие до 90% объема пластов.Высвобождающиеся при гидролизе силикатов или органического вещества железо, марганец, фосфор в осадке в стадию гипергенеза (сингенеза) или диагенеза переходят в соответствующие окисные или фосфатные минералы, которые образуют конкреции, оолиты. Карбонатные компоненты, обычно в виде фрагментов полулитифи-цированного осадка или обломков уже затвердевших известняков, образуют обломочные механические или элювиальные осадки - сингенетические и другие брекчии, конглобрекчии и известковые панцири.

5. Биогенные: а) терригенные на суше. Концентрированная форма биокомпонентов суши -торфяники, горючие сланцы, сапропель, преобразующиеся далее в каменные угли, нефть и газ. , б) мариногенные. В море. Биогенные вещества буквально пронизывают все осадки и породы и играют в них часто определяющую роль. Кроме литологической роли они всегда выполняют и геологическую - биостратиграфическую как носителя информации о палеотемпературах, времени и т.д.

6. Седиментогенные химические. Химические компоненты, рождающиеся в гидросфере при пересыщении истинных растворов, образуют не только осадки - породы, но и толщи - формации: эвапоритовые (солевые) , карбонатные, железорудные, кремневые и др. Гипс, ангидрит

7. Диагенетические. образуются в условиях существенно закрытой термодинамической системы. кальцит, доломит, опал, гипс, ангидрит, другие сульфаты (Mg, Na, К), хлориды, отчасти фосфаты, гидроокиси железа, марганца. Сверх того в диагенезе образуются сидерит, анкерит, родохрозит, магнезит, стронцианит и более редкие карбонаты, барит, целестин и другие сульфаты, флюорит, пирит, галенит, сфалерит и другие сульфиды, разнообразные фосфаты кальция, железа, алюминия коллоидальной структуры и апатит, кристобалит, халцедон, кварц, разнообразные цеолиты, каолинит, монтмориллонит, другие смектиты, гидрослюды, хлориты, палыгорскиты, сепиолиты, смешанослойные и другие глинистые минералы. Большей частью диагенетические минералы образуют конкреции, участковый цемент, выполнения пустот в раковинах, миндалинах эффузивов, межскелетных пространств и реже - более или менее чистые пласты и линзы сидеритов, известняков, доломитов, фосфоритов, кремней, гипсов, ангидритов, цеолитов, монтмориллонитов или каолинитов по пепловым туфам, иногда - сульфидов и других минералов. Диагенез — совокупность процессов преобразования рыхлых осадков в осадочные горные породы. Происходит в верхних слоях земной коры и заключается в перекристаллизации осадков, образовании минералов, конкреций, гидратации или дегидратации (обезвоживании), цементации осадков и тому подобном.

8. Ката- и метагенетические (эпигенетические). Наиболее многочисленны раннекатагенетические минералы: каолинит, монтмориллонит, гидромусковит, гидробиотит, хлориты и другие глинистые минералы, развивающиеся по полевым шпатам, темноцветным и другим силикатам. Позднекатагенетические минералы еще меньше по объему и массе и менее разнообразны минералогически. Идет упрощение минерального состава и уменьшение минерального разнообразия. Глинистые минералы изменяются в сторону гидрослюдизации и хлоритизации, монтмориллониты и другие смектиты практически исчезают, как и опал, кристаллизуется коллофан. Все карбонаты сохраняются, лишь перекристаллизовываются. Образуются кварц, цеолиты, полевые шпаты, титанистые минералы (анатаз, брукит), пирит (кубики) и другие сульфиды, барит, ангидрит. Метагенетические минералы и по общей массе, и по разнообразию наименьшие из всех стадиальных минералов, они отражают высокие температуры и давление. Это в основном трансформированные минералы предыдущих стадий. Глинистые породы метаморфизуются, т.е. перекристаллизовываются в серицитовые и хлоритовые сланцы

Б. Искусственные, или техногенные.

9. Техногенные. переработанные выветриванием всякие отвалы и шлаки

Эти генетические типы компонентов могут быть объединены по отношению к месту седиментации в две группы: аллохтонные, или алло-тигенные (типы 1,2, большая часть типов 3 и 4, часть 5 и 9), привнесенные со стороны, как бы чужеродные для места накопления, и автохтонные, или автогенные, аутигенные - почти все эдафогенные, многие гипергенные на суше и практически все гальмиролитические, биогенные морские, химические седиментогенные и диа-, ката- и метагенетические (36, 46, 56, 6, 7, 8, отчасти 4а, 5а).

Семейство кварцевых и олигомиктовых песчаников. Наиболее характерные признаки, распространение, основные этапы накопления, условия образования

I. Группа кварцевых песков и песчаников - кварца > 50%. полевых шпатов < 25%, обломков пород < 25%.

1.Собственно кварцевые - кварца > 90%.

2.Олигомиктовые - кварца 75-90%.

3.Мезомиктовые - кварца >50%. полевых шпатов <25%. обломков пород <25%.

 

Собственно кварцевые: кварц более 90 %

Олигомиктовые: кварц 75-90 %

Кварцевые пески и песчаники – наиболее зрелые терригенные отложения.

По Ф. Петтиджону зрелость кластических осадков определяется степенью их приближения к конечному продукту тех породообразующих процессов которым они подвергаются.

Пески и песчаники.
Семейство олигомиктово-кварцевых пород.

Наиболее характерные признаки:

1. окрашены в белые, розовые, желтые цвета à светлые;

2. породообразующие минералы – кварц, микроклин, альбит, обломки кварцитов, микрокварцитов, слюды, глауконит

           акцессории – постоянно циркон, турмалин, а также рутил, гранаты, ильменит (лейкоксен);

3. высокая окатанность зерен, хорошая и отличная сортированность;

3. цементы – кремнистый (опал, халцедон, кварц), железистый, для олигомиктовых еще и кальцитовый;

4. характерны косая слойчатость и знаки ряби.