Первичные формы залегания осадочных горных пород и морфологические типы слоистости.

Слои как форма залегания осадочных горных пород.

Наиболее распространенной первичной формой залегания осадочных горных пород является слой – образованное осадочной породой плоское тело, имеющее обычно значительную площадь и малую толщину (мощность), ограниченное поверхностями раздела, отделяющими его от соседних (подстилающего и покрывающего) слоев. В огромном большинстве случаев первичное залегание слоя является горизонтальным. Для осадков, отлагающихся в воде, это связано с тем, что рыхлый материал равномарно оседает из водной реды и затем растекается по дну; при этом все неровности или уклоны на его поверхности сглаживаются. Толщина, или мощность, слоя бывает от долей сантиметров до нескольких метров, тогда кок в горизонтальных направлениях слой может быть прослежен на сотни метров и на километры.

Нижнее ограничение слоя называется его подошвой, верхнее – кровлей. Подошва и кровля слоя приблизительно параллельны друг другу.

Толщи осадочных горных пород слоисты, т.е. образованы последовательностью слоев, лежащих друг на друге. В исходном положении каждый вышележащий слой образован после нижележащего. Обычно наблюдается перемежаемость слоев разного состава. Но лежащие друг на друге слои могут быть сложены и одинаковой породой. В этом случае слои выделяются только благодаря разделам между ними. Межслойные разделы выражены тонкими трещинами. Кроме того, в кровле слоев часто наблюдаются некоторые изменения, свидетельствующие о том, что до отложения следующего слоя был краткий перерыв в осадконакоплении. Эти изменеия состоят, например, в пропитывании верхней части слоя минеральными солями, чаще всего железистыми.

Слои морских осадков прослеживаются обычно на большой площади. Слои континентальных отложений, как правило, имеют меньшее распространение на площади. Они залегают линзами, которые выклиниваются во все стороны и клинообразно заменяются другими слоями. Это связано с тем, что, в отличие от морских осадков, отлагающихся на обширных пространствах морских впадин, континентальные осадки накапливаются в узких руслах рек, на дне озер небольшой площади и т.п.

Наряду с термином «слой» употребляется термин «пласт». Иногда в последний термин вкладывается особое содержание. Например, пластом называют пачку слоев, какими-либо свойствами (составом, цветом) отличающуюся от выше- и нижележащих пачек слоев. Или употребляют этот термин применительно к полезным ископаемым: углю, фосфоритам и т.п. Однако мы будем считать «слой» и «пласт» синонимами.

Хотя для огромного большинства отложений первичное залегание слоев, как указывалось, является горизонтальным, в отдельных случаях оно может оказаться и наклонным. В морских условиях это, например, наблюдается там, где слои перекрывают неровности, вызванные скоплениями биогерм – массивных коралловых построек, имеющих куполовидную или валообразную форму. Прочность таких построек препятствует выравниванию их поверхности, и слои ложатся наклонно на краях биогерм. Наклонное первичное залегание слоев наблюдается и в континентальных осадках, отложившихся, например, на склонах долин.

Первичное наклонное залегание слоев охватывает ограниченный отрезок геологического разреза и на небольшом расстоянии вверх и вниз сменяется снова горизонтальным залеганием слоев, что является характерным признаком такого залегания.

Формы слоистости.

При изучении слоистости следует прежде всего обращать внимание на форму и мощность слоев.

Форма слоистости отражает характер движения той среды, в которой происходит накопление осадка. Выделяются четыре основные формы слоистости: параллельная, волнистая, косая и линзовидная.

При параллельной слоистости поверхности наслоения по строению близки к плоскостям. Этот вид слоистости свидетельствует об относительной неподвижности и покое среды, в которой накапливались осадки. Такие условия возникают в озерных и морских бассейнах ниже уровня действия волн, где отсутствуют заметные движения воды и главное значение в образовании слоистости имеют количество и размеры поступающего в осадок материала. Параллельная слоистость может быть полосовидной, прерывистой и ленточной.

Волнистая слоистость имеет волнистоизогнутые поверхности наслоения. Она формируется при движениях, имеющих периодическую смену или повторяемость в своем направлении, например при отливных и приливных течениях, волнениях и прибрежных мелководных зонах моря.

Косой слоистостью называется слоистость с прямолинейными и криволинейными поверхностями наслоения, под различными углами которых внутри слоя располагается более мелкая слоистость. Этот вид слоистости образуется при движении среды в одном направлении, например реки, потока, морского течения или при движении воздуха.

В зависимости от условий образования различают несколько разновидностей косой слоистости: косая слоистость речных потоков, дельтовая косая слоистость, косая слоистость в морских отложениях, косая слоистость мелководья, эоловая косая слоистость.

Линзовидная слоистость характеризуется разнообразием форм и изменчивостью мощности отдельных слоев. При этом нередко происходит полное выклинивание слоя, что приводит к его разобщению на отдельные части или линзы. При резком выклинивании поверхности наслоения линзы нередко оказываются изогнутыми. Линзовидная слоистость образуется при быстром и изменчивом движении водной или воздушной среды, например в речных потоках или в приливно-отливной полосе моря. Нередко линзовидная слоистость связана с размывом ранее отложенного материала и неровностями дна. Мелкая линзовидная слоистость может образовываться и в спокойном водоеме при периодическом привносе в него более грубозернистого материала.

Несмотря на большую протяженность отдельных слоев, они быстро или медленно уменьшаются в мощности и в конечном счете исчезают или выклиниваются. Выклинивание слоя может произойти по разным причинам. Оно может быть вызвано неравномерностью осадконакопления и возможным полным его прекращением в непосредственной близости от участков, на которых осадок будет продолжать накапливаться.

Очень часто выклинивание слоя происходит при изменении состава накапливающегося осадка или в результате последующего размыва ранее отложившегося осадка или породы.

Мощность слоя отражает интенсивность движения среды, в которой накапливается осадок, и количество материала, поступающего в область отложения. В зависимости от мощности выделяются четыре типа слоистости: крупная – с мощностью отдельных слоев от десятков сантиметров до метров; мелкая – с мощностью слоев, измеряемой сантиметрами; тонкая, при которой мощность слоев измеряется миллиметрами; микрослоистость, видимая только под микроскопом.

3.Физико-химические условия гидротермального рудообразования.

Гидротермальные месторождения полезных ископаемых формируются из горячих химически агрессив­ных газовых и жидких растворов. Большинство исследователей считают, что растворителем является вода с растворенными в ней минеральными солями и газами. Некоторые ученые, как, например, Р. Гаррелс и Д. Дихтер, при помощи термодинами­ческих расчетов показали, что углекислота в глубинных усло­виях земной коры может быть также жидкой и служить рас­творителем, из которого могут отлагаться руды.

Рудообразующие растворы принадлежат к взвесям, колло­идным и молекулярным растворам. Для их проникновения сквозь массу горных пород необходимо, чтобы последние обла­дали проницаемостью, определяемой их сквозностью.

Пустоты в горных породах, используемые при гидротер­мальном рудообразовании, разделяются на сингенетичные и эпигенетичные. К сингенетичным относятся: 1) промежутки между зернами породообразующих минералов, 2) плоскости напластования, 3) миароловые пустоты эффузивов. Эпигене­тичные пустоты разделяются на нетектонические и тектониче­ские. Среди нетектонических могут быть указаны: 1) пустоты растворения, 2) пустоты, возникающие при увеличении или со­кращении объема горных пород, 3) пустоты, связанные с кри­сталлизацией и перекристаллизацией, 4) пустоты брекчий осе­дания, 5) пустоты вулканических брекчий. К тектоническим относятся: 1) полости межпластового и внутрипластового от­слоения, 2) общая тектоническая трещиноватость горных по­род, 3) отдельные разломы. Для локализации гидротермаль­ного оруденения наиболее важны тектонические пустоты.

Пористость горных пород бывает общая и эффективная. Об­щая пористость представляет собой отношение объема всех пу­стот к объему породы. Эффективная пористость зависит от абсолютного размера пор.

Проницаемость определяется как свойство породы пропу­скать через поры жидкость или газ при наличии разности дав­ления, выражается в мкм². Проницаемость независима от по­ристости; так, например, высокопористые глины плохо прони­цаемы, а более низкопористые пески хорошо проницаемы, Проницаемость определяется крупностью зерен породы, конфи­гурацией пор, их взаиморасположением и направлением дви­жения раствора относительно структуры породы. По величине проницаемости все породы разделяются на шесть групп: 1) очень хорошо проницаемые — с проницаемостью более 1 мкм², 2) хорошо проницаемые — от 1 до 0,1 мкм², 3) средне-проницаемые— от 0,1 до 0,01 мкм², 4) слабопроницаемые — от 0,01 до 0,001 мкм², 5) очень слабопроницаемые — от 1 до 0,1 нм², 6) практически непроницаемые — менее 0,1 нм². Про­ницаемость возрастает при предварительном гидротермальном изменении и прогреве пород.

Температура образования гидротермальных месторождений

Завершение раскристаллизации магмы на глубине происхо­дит при температуре 1000—800 °С. Начальная температура гра­нитного пегматитового расплава оценивается в 800—700 °С. Не­посредственное измерение температуры газовых струй совре­менных вулканов показывает, что хотя в отдельных редких случаях она достигает 1020 °С, обычно же лежит ниже 700 °С. Определение температуры кристаллизации минералов гидротер­мальных жил по их газово-жидким включениям показывает максимальное ее значение 560—540 °С. Все это позволяет считать, что начальная температура гидротермального рудо-образования близка 700—600 °С и, постепенно понижаясь, может опускаться до 50—25°С. Наиболее обильное гидро­термальное рудообразование происходит в интервале 400— 100 °С.

Давление при образовании гидротермальных месторождений

Давление в некоторой степени соответствует глубине фор­мирования гидротермальных месторождений. Так, согласно И. Кушнареву, все эндогенные месторождения Кураминских гор в Средней Азии образовались в пределах глубин 500— 4500 м. Это соответствует гидростатическому давлению 5— 45 МПа и литостатическому давлению 13—115 МПа. Фактиче­ски оно может быть меньше или больше. Меньше оно может быть при образовании открытых полостей вследствие тектони­ческих деформаций, а больше в связи с превращением воды в пар, сжатый в малом объеме пор и развивающий повышен­ное давление. Предпринимались попытки оценки давления при гидротермальном рудообразовании по сопоставлению кривых гомогенизации совместно находящихся включений и углекис­лоты, по разнице температур гомогенизации и декрепитации газово-жидких включений, по сопоставлению температур раство­рения зерен галита и исчезновению газового пузырька во включении, на основании расчета плотности рудообразующих минералов и другие способы. На основании почти 1000 опреде­лений давления эндогенных флюидов В. Наумов, Г. Наумов и др. пришли к заключению, что гидротермальное рудообразование осуществляется при высоких давлениях — от первых де­сятков до 400—500 МПа; наиболее продуктивной рудообразующей стадии соответствует давление 150—200 МПа.