litologia

1. Зона осадконакопления и стратисфера. зона осадконакопления – включает в себя ложе Мирового океана и поверхность суши, осадконакопления происходят в океанах и морских бассейнах, либо во внутренних впадинах, образовывая неровности рельефа. Стратисфера – верхняя часть земной коры, состоящая из осадочных горных пород. К зоне осадконакопления относятся стадии: гипергенеза – возникновение исходных продуктов; седиментогенеза – переноси осаждение вещества; диагенеза – преобразование осадков породу. К стратисфере: катагенез – изменение пород в стратисфере; метагенез – стадия глубоких структурно-минералогических изменений пород в нижней части стратисферы. Сравнение стратисферы с зоной осадкообразования поучительно и позволяет сделать новые выводы об осадочном процессе. Хотя они связаны генетически (стратисфера порождается зо­ной осадкообразования), являются смежными (одна подстилает другую) и имеют многие одинаковые или весьма близкие термодинамические па­раметры (температура, давление, рН, Eh и др.), тем не менее они во многом и отличаются. Главные отличия зон не в конкретных параметрах, а в характере ус­ловий и процессов и в их движущих силах, а также в открытости или за­крытости системы. Зона осадкообразования — максимально открытая система, откры­тая не только в каждой своей субзоне по отношению к другой, но и по отношению к внеземному окружению — к Космосу. Стратисфера, нао­борот, в основном закрытая система.

2. Понятие об основных типах литогенеза. Выделяются следующие типы литогенеза: нивальный или ледовый, гумидный или литогенез умеренно-влажной и влажной субтропической и тропической зон, и аридный или пустынный. Нивальный – наиболее простой. Преобладают процессы физического выветривания и, следовательно, скопление их продуктов – различных обломочных пород, ледниковых образований. Диагенез осадков проявляется в уплотнении. Нивальный климат – климат полярных и высокогорных областей, где вся вода связана в лед и господствуют отрицательные температуры. Гумидный – значительно сложнее. Здесь широко развиты как процессы физического и химического выветривания, так и биологические. В результате образуются различные типы пород: обломочные, углистые, глиноземистые, железистые, марганцевые, фосфатные, кремнистые, карбонатные. Процессы диагенеза осадков сложны и многообразны. Гумидный – климат влажных зон с положительными температурами большую часть года или весь год, с превышением количества осадков над испарением. Аридный – в аридных зонах Земли преобладает физическое выветривание. Процессы осадконакопления и диагенеза сложны и многообразны. Огромная масса осадочного вещества поступает сюда из гумидных зон, что сильно усложняет процессы осадконакопления и диагенеза в их пределах. Здесь образуются различные обломочные породы, доломиты, сульфатные, хлоридные и другие соли, а также ряд пород, характерных для гумидных зон: карбонатные, кремнистые, фосфатные и др. Аридный – климат пустынь и полупустынь с дефицитом влаги (испарение превышает количество выпадающих осадков). Выделяется еще один – четвертый тип литогенеза по источнику вещества – эффузивно-осадочный. Он связан с областями современной и прошлой вулканической деятельностью. Первые три типа литогенеза являются зональными, четвертый – азональный.

3. Выветривание. Выветривание – разрушение материнских пород на поверхности Земли под воздействием воздуха, воды, льда, изменения температур и других физических и химических явлений, а также жизнедеятельности организмов. В процессе выветривания начинается дифференциация вещества — отделение обломочного материала и остаточных продуктов от растворов. Продукты выветривания представляют собой ценные полезные ископаемые. В результате физического выветривания (и переноса) возникают россыпные месторождения благородных металлов, драгоценных камней, редких и радиоактивных элементов. В результате химического выветривания образуются месторождения первичного каолина, бокситы, руды никеля, кобальта, марганца и некоторых редких и благородных металлов Физическое выветривание – главным фактором является изменение температуры, раздробляющая деятельность воды, льда и ветра. Благодаря неодинаковым тепловым свойствам минералов суточные изменения температуры приводят к неравномерному расширению и сжатию их, в результате чего в породах появляются мельчайшие трещины. Большую разрушительную работу производят текучая вода, волнение. Важным фактором разрушения является снег и лед. Значительную механическую работу производит ветер (явления развевания и корразии). Физическое выветривание приводит к образованию обломков пород и минералов различной величины – от крупных глыб диаметром в несколько метров до тонких частиц размером менее 0,005 мм. Химическое выветривание – главным агентом химического выветривания является вода. Вода обладает кислотными или щелочными свойствами. Мерой кислотности или щелочности является величина рН. При рН>7 реакция растворов щелочная, рН<7 – кислая и при рН = 7 – нейтральная. Наиболее кислые воды наблюдаются в болотах и торфяниках и некоторых термальных источниках. Морские воды обычно имеют слабощелочную реакцию. Воды соленых озер и грунтовые воды засоленных почв характеризуются резко щелочной реакцией. Вторым важным фактором химического выветривания является кислород воздуха и кислород, растворенный в воде. Степень окисленности или восстановленности соединений или среды (растворов) оценивается величиной окислительно-восстановительного потенциала – Eh. При положительных значениях Eh (до +500 мв) среда окислительная, при отрицательных (до -250 мв) – восстановительная. Третьим важным агентом выветривания является свободная углекислота. Свободная углекислота, соединяясь с водой, образует угольную кислоту. Благодаря диссоциации угольной кислоты повышается кислотность среды. Присутствие углекислоты снижает значение рН. Особенно много углекислоты в болотных водах и торфяниках. И, наконец, большое значение для процессов химического выветривания имеет наличие в природных водах различных кислот: гуминовой, серной и др. Присутствие кислот значительно увеличивает интенсивность процессов химического выветривания. Химическое выветривание приводит к изменению минералов глубинных зон земли, возникших в условиях высокого давления и высокой температуры, и превращению их в минералы, устойчивые на земной поверхности.

4. Кора выветривания. Кора выветривания возникает в результате химического выветривания на месте залегания материнских пород. В процессе выветривания происходит дифференциация вещества: на месте выветривания остаются так называемые остаточные продукты, преобразованные в условиях поверхности землиминералы, а вещества, перешедшие в раствор, выносятся за пределы зоны выветривания подземными и поверхностными водами. При размывании коры выветривания поверхностными водами из остаточных продуктов возникают обломочные частицы, которые присоединяются на путях переноса к обломочному материалу, образовавшемуся при физическом выветривании. Образование коры выветривания помимо климата и ландшафта определяется характером тектонических движений. В областях устойчивого опускания происходит накопление осадков и кора выветривания не образуется. При быстром темпе поднятий и высоком расчлененном рельефе, благодаря энергичному смыву (денудации), образование коры выветривания также невозможно.

Таким образом, для того чтобы развивалось химическое выветривание и образовалась мощная кора выветривания,

необходим определенный режим тектонических движений: медленное поднятие или стабильное положение территории.

Процессы выветривания развиваются постепенно и проходят ряд стадий, или этапов. Стадийность выветривания обусловливает зональность коры выветривания. Таким образом, в процессе выветривания образуются: обломочный материал, новые устойчивые в условиях поверхности земли минералы, коллоидные и истинные растворы. Все они являются исходным веществом, из которого впоследствии возникают осадочные породы.

5. Перенос и отложение материала. В морские и озерные бассейны поступают с суши растворенные в воде вещества и часть обломочного материала, не осевшего на путях переноса. Значительная масса обломочного материала

попадает в водоемы в результате размывания (абразии) берегов. Главными агентами переноса в водных бассейнах являются

течения и волнения. В процессе разноса и отложения обломочного материала в водных бассейнах осуществляется разделение его по размеру частиц и удельному весу и дальнейшее отделение обломочных частиц от глинистых и растворенных веществ. Это третий этап осадочной дифференциации вещества.

6. Условия осадкообразования. Водородный потенциал (рН) – определяет содержание кислотности-щёлочности растворов геохимических системах. рН=7 – нейтральный; рН=1-7 – кислый; рН=7-9 – щелочной. Геохимическая фация по величине рН: 1) резкощелочная (содовая) рН>9 (сода, магнезит); 2) щелочная (известковая) рН=9-7,8 (кальцит, доломит); 3) нейтральная (безкарбонатная) рН=7,2-6,6 (глауконит, опал, халцедон); 4) кислая (каолинитовая) рН=5,5-2,1 (каолинит, опал, халцедон).

Кислородный потенциал (Еh) – количественный показатель степени окислённости или восстановленности химических элементов. Геохимическая фация по величине Еh: 1) сильно восстановительная (сероводородная, сульфидная) Еh<-200мВ (пирит, морказит); 2) восстановительная (сидеритовая) Еh=-100;-200мВ (сульфиды, сидерит, торф); 3) нейтральная (глауконитовая) Еh=-50;+50мВ (глауконит); 4) окислительно-лимонитовая Еh=>300мВ (окислы железа, марганца, алюминия)

7. Дифференциации вещества. Осадочная дифференциация вещества. При переносе и отложении осадочного вещества осуществляется его разделение по размеру частиц, удельному весу, химическим свойствам и химическому сродству. Механическая дифференциация проявляется в сортировке обломочных частиц по размеру и удельному весу. В результате такой сортировки горные области окаймляются полосой грубообломочных осадков, далее от источников сноса располагаются пески и еще дальше глинистые осадки. Аналогичная картина наблюдается в водных бассейнах по мере движения от берега к центру. Химическая дифференциация вещества в водных бассейнах заключается в последовательном осаждении соединений из водных растворов согласно их растворимости (от трудно к легко растворимым). Так окислы алюминия, железа и марганца являются трудно растворимыми и осаждаются вблизи берега. Вдали от берега осаждаются фосфаты, силикаты железа и карбонаты. Завершается дифференциация осаждением легко растворимых солей в заливах и лагунах. В настоящее время наши знания о процессах дифференциации и ее значении для осадкообразования значительно расширились, выделяются различные типы дифференциации вещества. 1. Механическая – рассортировка обломочного материала по размеру частиц и удельному весу. 2. Физико-химическая – рассортировка коллоидного материала. 3. Хемобиогенная – осаждение и рассортировка вещества благодаря жизнедеятельности организмов. 4. Химическая – осаждение и разделение вещества истинных растворов.

8. Диагенез – изменения, происходящие в осадке (диагенез – означает перерождение. По своей сущности процессы диагенеза являются процессами физико-химическими, химическими и органическими. В стадии диагенеза происходит уплотнение осадка и уменьшение его влажности, старение коллоидов, образование новых минералов из иловых растворов, разложение одних минералов и возникновение других, перераспределение вещества в осадке – его перемещение и концентрация. Диагенез представляет собой уравновешивание сложной многокомпонентной системы осадка в новых физико-химических условиях среды. В результате диагенеза из осадка образуется осадочная порода. Наиболее распространенными минералами стадии диагенеза являются сульфиды, окислы и гидроокислы, сульфаты, карбонаты фосфаты, силикаты. Они обычно характеризуются очень малыми размерами зерен, часто это пелитоморфные и микрозернистые образования, сферолиты и оолиты, мельчайшие зерна неправильной формы и агрегаты, образуют цемент, конкреции и конкреционные образования. Физико-химические условия среды осадка заметно отличаются от условий, существующих в водном бассейне, и изменяются с глубиной.

9. Фация – это обстановка осадконакопления (современная или древняя), овеществленная в осадке или породе. Геохимическая фация – это физико-химические условия среды, накопления и формирования горных пород. Определяется рН, Еh, газовым составом, температурой, минерализацией и солевым составом вод, концентрацией органического вещества в осадках и сопровождается типичными ассоциациями аутигенных минералов и другими особенностями среды. Параметры, свойственные той или иной г.ф. могут быть непосредственно измерены в современных морских и внутриматериковых водоёмах и лишь с известным приближением реконструированы для древних бассейнов. Г.ф. – континентальные и морские. Первые отличаются преимущественным развитием окислительных условий (избыток свободного кислорода), тогда как вторые – широким диапазоном условий, от резко восстановительных, развитых обычно в осадках, обогащенных органическим веществом (сульфидные г.ф.), через нейтральные (лептохлоритовые г.ф.) до резко окислительных (г.ф. окислов и гидроокислов железа). Г.ф. изменяются во времени в сторону большей их восстановленности в условиях устойчивого накопления осадков на дне прогибающихся бассейнов либо в сторону большей их окисленности – при подъёме морского дна.

10. Факторы и индикаторы катагенеза. Катагенез, или менее удачно эпигенез, — это стадия глубинного преобразования осадочных пород под влиянием повышенных темпе­ратур и давления и подземных минерализованных вод. Доминирую­щие процессы — физико-механические, т.е. уплотнение пород под на­грузкой вышележащих толщ, мощность которых от первых сотен (иногда десятков) метров до 4-6 км, что определяет и глубину зоны катагенеза в литосфере. Температура у кровли зоны 30-50°С, а у подошвы — вероят­но, 150-200°С, давление — от первых сотен до 1200-2000 атм. Длительность — от сотен миллионов до 1-1,5 млрд лет, т.е. время геоло­гическое и намного более длительное, чем у диагенеза и других стадий.

11. Стадии изменения осадочных пород. Катагенез – изменение осадочных пород в стратисфере. Эту стадию именуют также стадией эпигенеза. Термин эпигенез – эпигенетический – означает, что явление произошло или минерал образовался после чего-то, в данном случае – после образования породы. После образования породы происходит ее изменение, метаморфизм и выветривание. Все эти процессы эпигенетические. Процессы изменения осадочных пород в стратисфере происходят при повышенных температуре и давлении в присутствии подземных вод и грунтовых растворов. Катагенез в отличие от диагенеза по своей природе процесс неорганический (физико-механический и физико-химический). Живое вещество, и в частности бактерии, являющиеся одним из факторов преобразования осадков при диагенезе, во время катагенеза не играют существенной роли. В стадию катагенеза происходят уплотнение пород и различные процессы минералообразования: коррозия и растворение, регенерация, образование новых минералов из растворов или путем метасоматического замещения, дальнейшее изменение обломочных зерен, перекристаллизация. Наиболее распространенными минералами стадии катагенеза являются: сульфиды железа и тяжелых металлов, окислы, сульфаты, карбонаты, силикаты. Характерная черта многих минералов катагенеза – их значительные размеры. Метагенез – глубокие изменения осадочных пород, происходящие в нижних частях стратисферы, по своему характеру близкие, а во многом тождественнные начальным стадиям регионального метаморфизма. Метагенез происходит в геосинклиналях при мощности осадочной толщи свыше 7000-800 м, давлении 2000-3000атм, температуре 200-300° С и наличии минерализованных растворов. Одним из важных факторов метагенеза является стресс. Процессы метагенеза, вероятно, проявляются и на платформе в осадочных породах докембрия, где минералообразование шло при более низких температурах и давлении, но многие сотни миллионов лет. Метагенез по своей природе процесс физико-химический. В зоне метагенеза широко развиты процессы растворения и регенерации, перекристаллизации, реакции взаимодействия растворов и минералов породы с привносом и выносом вещества (метасоматоз).

12. стадиальный анализ литогенеза. Расшифровывание сложной и длительной многостадийной истории формирования осадочных пород — задача стадиального анализа. Он i основывается на изучении: 1) последовательных структурно-текстур­ных преобразований, причем часто приходится начинать с конца, с по­следней стадии, наложившей свои отпечатки на породу, последователь­но как бы снимая все предыдущие, восстанавливая первичный облик осадка; 2) минеральных преобразований и новообразований, базируясь на их структурных взаимоотношениях (например, если минерал корро­дирует другой — он относительно более поздний ...) и теоретических за­конах связи степени кристалличности и термодинамических условий и т.д.; 3) газово-жидких включений — методом декрипитации и др. Стадиальный анализ дает большой материал для более общего геоло­гического генетического анализа: восстановления тектонического режи­ма, интенсивности теплового потока и влияния скрытых интрузивных очагов, для палеогидрогеологического анализа, т.е. для определения со­става подземных вод на разных стадиях жизни стратисферы. Очень много дает стадиальный анализ для понимания происхождения ряда полезных ископаемых — медных, полиметаллических, урановых и других руд, монтмориллонитовых и других глин, цеолитов, магнезитов, доломитов, флюоритов и др.

13. Составные части осадочных пород. Осадочные породы состоят из различных по составу и происхождению составных частей – компонентов: 1. Аллотигенные компоненты, принесенные из других областей – источников питания. Это, главным образом, обломочный или терригенный, материал, поступающий с суши, частично продукты перемыва осадков дна бассейна. 2. Аутигенные компоненты, возникающие на месте в осадке или породе на разных стадиях образования, изменения или разрушения осадочных пород. 3. Органические остатки. 4. Вулканогенный материал. 5. Космогенный материал. Аллотигенные компоненты – слагают основную массу обломочных и некоторых глинистых пород и входят в виде примеси в состав других пород. В настоящее время в осадочных породах известно свыше 200 аллотигенных минералов и большое количество обломков самых различных горных пород. Среди них на первом месте находится кварц, каолинит, гидрослюда, лимонит, затем полевые шпаты, слюды, обломки горных пород и далее все остальные минералы. Аллотигенный характер минералов определяется по окатанности или угловатости зерен и обломков. Зерна минералов, испытавшие механическую обработку в водной или воздушной среде, в той или иной степени округлены: от зерен со слегка сглаженными углами до зерен с идеальной сферической или шарообразной формой. Зерна минералов, не испытавшие механической обработки или слабо обработанные, имеют неправильную – угловатую форму. Аутигенные компоненты – в осадках и осадочных породах описано свыше 200 аутигенных минералов. Среди них наибольшее значение имеют глинистые минералы, карбонаты, сульфаты, соли, затем следуют хлориты, окислы и гидроокислы железа, марганца, алюминия, минералы кремнезема, фосфаты и др. Аутигенные минералы слагают основную массу карбонатных, фосфатных, глиноземистых, железистых, марганцевых пород, солей, часть глинистых пород, цемент обломочных и .конкреции. Аутигенные минералы возникают в осадке или породе и являются индикаторами физико-химических условий среды. Органические остатки. В осадках и осадочных породах присутствуют органические остатки или следы жизнедеятельности организмов. Количество органических остатков в породах биогенного происхождения достигает 50-70% от всего состава породы, а в ряде случаев они целиком сложены ими (ископаемые угли, некоторые известняки, диатомиты). Наиболее важными породообразователями являются организмы с кремневой раковиной или скелетом (радиолярии, губки, диатомеи), с известковой раковиной или скелетом (фораминиферы, губки, кораллы, мшанки, брахиоподы, гастроподы). Черви и бактерии в ископаемом состоянии, как правило, не сохраняются, однако в осадках, где они обитали, мы почти всегда обнаруживаем достаточно ясные следы их жизнедеятельности: ходы червей илоедов, накопления минерального вещества – карбонатные, железистые осадки, самородная сера и др. Следы жизнедеятельности животных проявляются также в виде скопления их экскрементов.

Вулканогенный материал. В значительной части современных осадков и древних осадочных пород в том или ином количестве присутствует примесь вулканогенного материала. Представлен обломками вулканического стекла и различных минералов: пироксенов, амфиболов, кварца, кристобалита, полевых шпатов, биотита, лейцита и др. В отличие от обломочных минералов он попадает в осадок, не подвергаясь выветриванию и обработке во время переноса и отложения Космогенный материал не играет существенной роли в составе осадков и осадочных пород, хотя метеоритное вещество и космическая пыль постоянно поступают на поверхность земли. Количество его настолько мало (5000— 7000 т в год), что это не сказывается на составе осадков.

14. Текстуры: на верхней поверхности пласта: знаки ряби, трещины усыхания, симметричные и ассиметричные складки, отпечатки каплей града, выходы газа, отпечатки фауны и флоры; в центральной части: волнистость, кольца Лезиганга, конус в конус, сталоктитовые швы; на подошве пласта: контротпечатки, гипоглифы, биоглифы, механоглифы.

Структуры: 1) У пород биогенного происхождения структура определяется названием фауны, если порода сложена целой с хорошей сохранностью фауной, если фауна разбита – структура органогеннообломочная, определяется по размеру обломков. 2) У пород хемогенного происхождения выделяют: шаровидную, оолитовую, сферолитовую, псевдооолитовую, конформнозернистую. Форма зёрен полигональная или ксеноморфная. Зёрна выполняют пространство без пор.

15. Классификация осадочных пород основана на генезисе и вещественном составе. По генезису выделяют породы обломочные, химические и органогенные или обломочные, глинистые и хемобиогенные. Дальнейшее подразделение в пределах крупных генетических групп производится по вещественному и минеральному составу. Так, например, в хемобиогенной группе выделяются глиноземистые, железистые, марганцевые и другие породы. Железистые, в свою очередь, подразделяются на окисные и гидроокисные, карбонатные, силикатные и породы смешанного состава. В некоторых случаях используют также условия залегания и текстурно-структурные особенности. Например, разделение обломочных пород по размеру частиц на грубообломочные, песчаные, алевритовые и т. д.

16. Классификация обломочных пород основана на их структуре, размере частиц, наличии цемента и минералогическом составе. По структуре выделяются грубообломочные – псефитовые (диаметр частиц >1мм), песчаные – псаммитовые (диаметр частиц 1-0,05 мм), пылеватые – алевритовые (диаметр частиц 0,05-0,005 мм) и глинистые – пелитовые породы (диаметр частиц<0,005 мм).

17. Понятие о терригенно-минеральной провинции. Под питающей провинцией понимают ограниченный комплекс пород, представленный совокупностью пород, развитых в данной области разрушения и служащий источником терригенных компонентов. Каждая ПП ограничена водоразделами. В каждой ПП неповторимо соотношение пород. Поэтому они поставляют в осадки комплексы минералов отличающихся от смежных (одновозрастных) если не качественно, то количественно. Этот комплекс терригенных минералов в осадках позволяет выделить в отложениях ТМП, по которым можно составить представления о ПП. Простая ТМП – это область седиментации настоящего и прошедшего, охарактеризованная одним комплексом легких и тяжёлых минералов и связанных с одной ПП. Сложная ТМП связана комплексом минералов из разных ПП. Учение о ТМП важно тем, что: 1) является теоретическим обоснованием метода поиска коренных источников ПИ; 2) используется для восстановления палеогеографии; 3) позволяет изучать минеральный совтав удалённых друг от друга мест и производить их корреляцию. Корреляция или стратиграфическое сопоставление слоев и толщ осадочных пород по терригенным компонентам является возрождением и дальнейшим развитием петрографического метода в стратиграфии. Разница между первым и вторым заключается в том, что корреляция по терригенным компонентам основана на детальном микроскопическом изучении объекта, а петрографический метод в стратиграфии на макроскопических - визуальных наблюдениях. При корреляции по минералого-петрографическим данным используют «характерные» или «руководящие» минералы, ассоциации (комплексы) минералов, встречающиеся в одном каком-либо горизонте или толще и отсутствующие в других и вместе с тем являющиеся устойчивыми на значительных по размерам площадях.

18. Алевритовые породы – это различные рыхлые образования (лёссы, илы) и сцементированные породы (алевролиты). Аллотигенные минералы пылеватых пород представлены кварцем, полевыми шпатами, слюдами и глауконитом. Цемент- глинистыми, карбонатными, железистыми и кремнистыми минералами, реже хлоритами, цеолитами, фосфатами и сульфатами. Алевритовые породы очень сходны с песчаными. Основные различия заключаются в меньшем размере зерна и в связи с этим несколько ином минералогическом составе. В алевритах в больших количествах накапливаются глинистые минералы, слюды и мало или нет обломков горных пород. По количеству и структуре выделяются все те же типы цемента, что и в песчаных породах: контактовый, поровый, базальный, регенерационный, коррозионный, крустификадионный, пойкилитовый и цемент механического выполнения пор. По минералогическому составу среди алевритовых пород, так же как и среди песчаных, можно различать мономинеральные, олигомиктовые и полиминеральные разности. Однако они не содержат литоидных пород, настоящих граувакк и значительно реже среди них встречаются аркозы. Структуры пылеватых пород алевритовые (грубые и тонкие), алевро-псаммитовые, алевро-пелитовые.

Лёсс – порода желтовато-серого, буровато-серого цвета, состоящая из частиц диаметром 0,05-0,005 мм (до 60-95%). Частицы держатся в куске благодаря межмолекулярным силам и цементации, но легко растираются между пальцами и легко распадаются в воде. Пластичность лёсса невысокая, порядка 3-5. В обнажениях лёсс обладает столбчатой отдельностью и образует вертикальные откосы. Пористость его очень высокая, более 50%, причем различают макро- и микропоры. По минералогическому составу это преимущественно кварцевая порода с небольшим содержанием полевых шпатов и акцессорных минералов. Из аутигенных образований присутствуют кристаллы и конкреции кальцита и гипса. Глинистые минералы содержатся в небольшом количестве и представлены в основном гидрослюдами и монтмориллонитом. По поводу генезиса лёсса существуют разные гипотезы: эоловая, аллювиально-делювиальная, почвенная, элювиальная и др. Наиболее обоснованной является эоловая гипотеза.

19. Глинистые породы. К глинистым породам относятся различные глины, аргиллиты, глинистые сланцы и некоторые другие. Они составляют больше половины всех осадочных пород стратисферы и имеют большое значение для человека. Классификация глинистых пород основана на их свойствах, генезисе и минеральном составе. Среди глинистых пород выделяются две подгруппы: 1 подгруппа – глин – связные породы, держатся в куске благодаря межмолекулярным силам и сцеплению между тончайшими частицами, имеют высокую пористость, достигающую 50 и даже 60%. Глины обладают свойством пластичности: порошок глины, замешанный с водой, образует вязкое тесто, способное формоваться и сохранять приданную ему форму; 2 подгруппа – аргиллиты и глинистые сланцы – сцементированные и метаморфизованные породы, плотные, с незначительной пористостью (несколько или 1-2%), плохо размокающие или не размокающие в воде и не обладающие пластичностью. Глины, аргиллиты и глинистые сланцы по их происхождению можно подразделить на породы обломочные и химические, по обстановкам осадконакопления – на морские, лагунные, дельтовые, озерные, речные, водноледниковые и элювиальные (коры выветривания). По минеральному составу различают каолинитовые, гидрослюдистые, монтмориллонитовые и полиминеральные глины. Встречаются также хлоритовые глины, однако значение их невелико по сравнению с другими минеральными типами. Главными в глинистых породах являются глинистые минералы группы каолинита, гидрослюд, монтмориллонита и смешаннослойные образования, обнаруженные в последнее время во многих глинах и глинистых породах. Второстепенные минералы представлены кварцем, халцедоном, слюдами, полевыми шпатами.