- •1.Наука «литология». Предмет её изучения. Отличие осадочных пород от магматических пород.
- •2. Литогенез. Его типы. Охарактеризовать ледовый тип литогенеза и его породы.
- •3. Гумидный тип литогенеза. Породы гумидного литогенеза.
- •4. Аридный литогенез. Породы аридного литогенеза.
- •13. Вещественный состав осадочных пород.
- •14. Текстуры осадочных пород. ( Текстуры напластования и внутрипластовые текстуры).
- •20. Эвапориты (соли и сульфатные породы).
- •21. Каустобиолиты.
- •29. Характеристика песчаников и алевролитов.
- •5. Вулканогенно – осадочный тип литогенеза.
- •6. Океанский литогенез и породы данного типа литогенеза.
- •7. Стадии литогенеза. Основные факторы литогенеза.
- •8. Гипергенез и его продукты.
- •9. Седиментогенез и его продукты. ( Биохимическое осаждение в морях и океанах).
- •16. Характеристика глин и аргиллитов ( состав, трансформации, генетическая классификация).
- •18. Кремневые породы.
- •23. Характеристика аллитов.
- •24. Характеристика ферритов.
- •27.Обломочные породы. Классификация по размеру и форме обломков. Механическая дифференциация при переносе и в конечных водоёмах стока.
- •30. Генезис карбонатных пород.
- •10. Диагенез. Диагенетические минералы.
- •11. Классификация осадочных пород. Распространенность осадочных горных пород.
- •12. Структуры осадочных пород хемо-биогенного происхождения.
- •17. Коры выветривания.
- •19. Фосфатные породы.
- •22. Характеристика манганатов.
- •25. Стратисфера, её границы и характеристика.
- •26. Зона осадкообразования.
- •28. Катагенез. Выделение стадий катагенеза и минералы индикаторы катагенеза.
19. Фосфатные породы.
Генезис фосфоритов
По данным справочника по литологии за 1983 год фосфоритами называются осадочные породы с содержанием Р2О5 более 6%, именно при таком его содержании наблюдается реакция интенсивного пожелтения порошка молибденово-кислого аммония под воздействием 10-% азотной кислоты.
• Главные породообразующие минералы: гидроксилапатит – Са5[РО4]3(ОН, F), карбонатапатит – Са10[PO4]6*CO3, даллит, курскит коллофан (аморфные фосфаты) и минералы – примеси: кальцит, кварц, халцедон, опал. Фосфатные минералы присутствуют в породе в виде основной массы, как в составе цемента, так и в виде стяжений или конкреций размером от долей миллиметра до нескольких сантиметров. Коричневато- бурый цвет фосфоритам придаёт постоянная примесь органического вещества. Источником для накопления фосфора служат мягкие ткани и скелетные формы погибших организмов, подводный вулканизм и разрушающиеся коренные породы, содержащие апатит.
В океанической воде Р2О5 находится в сильно недонасыщенном растворённом состоянии. Переход в твёрдую фазу осуществляется двумя путями: биогенным (биолитным) и хемогенным.
В первом случае оксид фосфора входит в состав раковин в виде фосфатных минералов, которые в процессе гибели образуют так называемые ракушняк-терригенные с примесью глауконита формации, лежащие с размывом на древних платформах с содержанием полезного компонента от 4 до 10% (Прибалтика). Обычно такие формации связаны с трансгрессией или регрессией моря, что подтверждается находками фосфатных раковин и желваков в отложениях со следами перерывов и размывов в осадочных толщах.
Для хемогенных фосфоритов характерно содержание оксида фосфора от 15 до 35%. Внешне они довольно разнообразны и представлены карбонатами, кремниевыми, глинистыми и обломочными породами. Только под микроскопом можно определить , что сложены они преимущественно фосфатными оолитами и стяжениями разной формы с размерами не крупнее 1 мм в диаметре.
22. Характеристика манганатов.
Источником для образования отложений служат коры выветривания изверженных пород. Кларк марганца от общего объёма литосферы всего лишь 0,1%.
• Все отложения подразделяются на остаточные и переотложенные. Почти все минералы этой группы представлены тонкодисперсными, колломорфными, часто скрытокристаллическими структурами и в корах выветривания обычно имеют натечные формы или землистые скопления.Марганец обычно связаны с корами выветривания ультраосновных и основных пород.
Перенос образовавшихся в корах выветривания коллоидов Mn(OH)2 временными потоками и реками при рН=5,5 – 6, попадая в щелочную среду морской воды они коагулируют и образуют оолитовые или пизолитовые, а иногда бобовые структуры.
В некоторых специфических обстановках, при усиленном выносе коллоидной массы, возникает их повышенная концентрация в осадках прибрежной области. Соотношение всех вышеперечисленных компонентов в прибрежной зоне будет зависеть от тектонической активности района.
Высокие рудные концентрации Mn в прибрежной зоне гумидного литогенеза находится под влиянием пяти факторов:
• 1 – локально резко усиленная подача данных компонентов с берега, например, при размыве кор выветривания или древних месторождений железа, марганца или алюминия;
• 2 – влияние гидродинамического режима;
• 3 – действие разбавления терригенным материалом суши;
• 4 – концентрирующее влияние процессов перераспределения в диагенезе рудного осадка;
• 5 – перемыв рудного пласта с выносом из него тонкодисперсного терригенного материала.
Рудообразование достигает наибольшей силы, если все пять факторов действуют согласованно.
Проследив размещение триады внутри гумидных поясов, можно считать установленными следующие факты:
• 1. Руды триады формировались в основном в тропических и субтропических влажных зонах и значительно реже – в умеренном влажном поясе.
• 2. В пределах стабильных регионов рудообразования была установлена их приуроченность к позитивным тектоническим структурам: выступам фундамента и их склонам, причём бокситы располагаются по своду выступа, а железо-марганцевые руды – в более низких и далёких от свода частях склона.
• 3. Бокситоносные горизонты связаны с каолинитовыми глинами, а железо-марганцевые конкреции чаще приурочены к олигомиктовым формациям, полимиктовые отложения – обычно безрудные.
В настоящее время установлены крупные скопления железо-марганцевых конкреций на дне Тихого и Атлантического океанов на глубине 3500 – 4000 метров. Они генетически связаны с подводным вулканизмом.