- •Лекція №1 літологія і її завдання
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №2 загальні відомості про осадочні гірські породи
- •Об’єм, маса, поширення.
- •Порівняння мінерального й хімічного складу осадочних і магматичних порід.
- •Гіпергенез – утворення осадочного матеріалу
- •Роль різних геосфер на стадії гіпергенезу
- •Роль фізичного вивітрювання на стадії гіпергенезу
- •Роль гідросфери
- •Стійкість мінералів при вивітрюванні. Механічна і хімічна стійкість
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №4 перенос (транспортування) осадочного матеріалу
- •Перенос водою
- •Перенос атмосферою
- •Транспортування осадочного матеріалу льодом
- •Дія сили тяжіння на процеси переносу
- •Вплив рослин та тваринних організмів на процеси переносу
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №5 ііі стадія літогенезу седиментогенез – накопичення осадків Причини осідання осадочного матеріалу, який знаходиться в різному фізико-хімічному стані й середовищі
- •Відкладання осадочного матеріалу у водному басейні
- •Осадочна диференціація її суть та види
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №6 діагенез – стадія перетворення осадку в осадочну породу Термобаричні й геохімічні умови, енергетика процесів діагенезу
- •Роль органічних речовин на стадії діагенезу
- •Значення рН і Eh в осадках
- •Основні процеси на стадії діагенезу, причини, фактори та наслідки діагенетичних змін
- •Мінеральні новоутворення
- •Кристалізація й перекристалізація складових частин осадку
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №7 вторинні зміни осадочних порід. Катагенез метагенез та гіпергенез
- •Стадія катагенезу
- •Ущільнення порід
- •Стадія гіпергенезу
- •Причини ритмічності і циклічності
- •Еволюція осадочного процесу
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №9 класифікація і будова осадочних гірських порід. Структурно-текстурні особливості
- •Текстури, структури і забарвлення осадочних порід
- •Текстури осадочних порід
- •Структури осадочних порід
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №10 основні типи осадочних гірських порід. Уламкові породи
- •Продовження таблиці 10.1
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №11 вулканогенно-осадочні породи
- •Практичне значення
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №12 глинисті гірські породи
- •Умови формування
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №13 карбонатні породи
- •Умови залягання
- •Генезис карбонатних тіл
- •Практичне значення
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №14 соляні, кременисті і фосфатні породи
- •Мікроскопічна характеристика соляних порід
- •Умови формування соляних порід, поширення та практичне значення
- •Кременисті породи
- •Умови формування кременистих порід, поширення практичне значення
- •Фосфатні породи
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №15 алюмінисті (глиноземисті), залізисті і марганцеві гірські породи Алюмінисті породи
- •Залізисті породи
- •Марганцеві породи
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №16 каустобіоліти і їх органічні утворення
- •Нафта, тверді бітуми, горючі гази
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №17 методи вивчення осадочних порід
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №18 осадочні фації і їх характеристика
- •1 Визначення розуміння “фація” і генетичний тип
- •2 Значення вчення про фації та літолого-фаціальний аналіз
- •Елювіальні фації
- •Колювіально-делювіальні і пролювіальні фації
- •Алювіальні фації
- •Льодовикові фації
- •Еолові пустельні фації
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №20 фації перехідні від континентальних до морських
- •Прибережно-морські фації
- •Лагунні і лиманні фації
- •Дельтові фації
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №21 морські фації
- •Шельфові (неритові) фації
- •Батіальні і абісальні фації
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №22 фації морських водойм з аномальною солоністю
- •Геологічне значення відкладів внутрішніх морів
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №23 основні методи фаціального аналізу
- •Генезис вивчення речовинного складу порід
- •Генетичне значення структур порід
- •Генетичне значення текстур породи
- •Вивчення древніх залишків організмів і слідів їх життєдіяльності з метою фаціального аналізу
- •Вивчення будови і форми осадочних тіл і їх взаємовідношення з сусідніми товщами
- •Основні принципи фаціального картування
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №24 сучасні формації і основи інформаційного аналізу Визначення і зміст розуміння “формація”
- •Вугленосні формації
- •Флішеві формації
- •Моласові формації
- •Нафтоматеринські формації
- •Карбонатні формації
- •Соленосні формації
- •Кремнисто-вулканогенні формації
- •Питання для самоперевіркИї
- •Лекція №25 метаморфізм і метаморфічні гірські породи
- •Фактори метаморфізму
- •Локальний метаморфізм
- •Регіональний метаморфізм
- •Хімічний склад метаморфічних порід
- •Мінеральний склад метаморфічних гірських порід
- •Структури і текстури метаморфічних гірських порід
- •Фізичні властивості метаморфічних порід
- •Головні типи метаморфічних гірських порід
- •Зони регіонального метаморфізму і метаморфічних фацій
- •Питання для самоперевірки
- •Лекція №26 літологія природних резервуарів
- •Поровий простір породи і його вивчення у шліфах під мікроскопом
- •Наявність пор і їх об'єм
- •Особливості розподілу пор у породі
- •Види пор
- •Форма і розмір пор
- •Породи флюїдоупори (покришки)
- •Питання для самоперевірки
- •Перелік використаних джерел
Причини ритмічності і циклічності
Серед причин, що спричиняють ритмічність і циклічність необхідно на першому місці поставити тектонічні рухи. Коливні рухи впливають на будову осадочних товщ, викликають їх ритмічність і формування пластів.
Ритми, як було сказано вище, це закономірно повторювані в розрізі комплекси пластів осадочних порід, які виникли в результаті періодичних опускань або піднімань земної кори, внаслідок чого спостерігається розмиви на фоні накопичення осадків.
Цикли – це великі ритми , які можуть формуватись в результаті повільного опускання чи піднімання земної кори. Вони охоплюють одну або навіть декілька геологічних систем віком від сотень тисяч до декількох мільйонів років. Характер таких ритмів різний у зв’язку із збільшенням або зменшенням у них морських чи континентальних відкладів.
Режим коливних рухів впливає на формування шарів і пластів осадочних товщ. За Логвиненком М.В. – пласт – це плитоподібне тіло осадочної породи, що виділяється в розрізі за речовинним складом (пласт глини, піску і т.д.). Їх формування пов’язане з коливними рухами земної кори, переміщенням берегової лінії басейну, зміною базису ерозії.
Шар – це плоске чи зігнуте тіло осадочних порід, відносно невеликої потужності і дещо більше ніж товщина за розмірами по простяганню і падінню. Формуються при седиментогенезі, діагенезі.
Проблема механізму утворення шарів досить складна і до кінця ще не вивчена.
На формування шарів впливають пульсаційні (короткоперіодичні) рухи і обумовлені ними зміни фізико-географічних умов осадконакопичення, а саме: вплив водного хвилювання і течій, зміна інтенсивності переносу уламкового матеріалу, нерівномірне його осідання, життєдіяльність організмів).
Пласт може складатись із одного шару, якщо його формування відбувається при стабільних умовах осадконакопичення на протязі певного часу) або з декількох.
Тектонічні рухи – впливають на швидкість накопичення осадків і їх потужність. Швидкість коливається в широких межах. Максимальна швидкість накопичення біля підніжжя гір, в конусах виносу, в дельтах крупних рік, досягаючи до десяти см за рік.
Наприклад, дельта р. Хуанхе за п’ять років обміліла і висунулась в море на 25 км, внаслідок інтенсивного накопичення осадків в дельті ріки.
У районах з турбідними потоками швидкість накопичення осадків 0,5 мм/рік, в центральній частині океанів – 0,008-0,06 мм/рік. На платформах за даними різних літологів швидкість накопичення 0,02-0,003 мм/рік, в геосинкліналях – 0,01 мм.
Якщо порівнювати швидкість накопичення осадків в давні епохи, то правильно говорити треба про осадочні товщі, постільки це вже щільні породи, а не рихлі осадки. В давні епохи швидкість осадконакопичення також залежала від тектонічних рухів.
Максимальні потужності і швидкості осадкоутворення спостерігаються в крупних водних басейнах, де відбувається компенсоване прогинання (впадини, прогини). Такі області відомі в геосинкліналях, платформах. Якщо прогинання не компенсується підніманням відбувається обміління басейну і в результаті акумуляції змінюється денудацією.
Тектонічний режим визначає форму і розмір осадочних тіл. При регіональному прогинанні утворюються потужні, величезні площі пласти однорідного складу (карбон ДДЗ верхньоюрські відклади в Прикаспійській западині). З коливними рухами пов’язане формування рифів в зонах прогину, в морях. Приклади – Волго-Уральська, Тімано-Печорська, Дніпровсько-Донецька нафтогазоносні провінції. На суші вздовж крупних тектонічних розломів формуються рукавоподібні тіла осадочних порід.
Великий вплив на літогенез мають процеси гороутворення і магматизм. Гірські системи, підняття, низини, рівнини, долини – це все з врахуванням сили тяжіння впливає на процеси седиментогенезу.
Тектонічні рухи разом з фізико-географічними умовами формують рельєф, а від рельєфу залежить механічне руйнування материнських порід, рельєф регулює швидкість течій водних потоків і їх транспортуючі можливості, фізичне та хімічне вивітрювання на континентах.
У залежності від характеру рельєфу виділяють три типи областей суші: морфологічно юні, зрілі і древні (старі).
Морфологічно юні райони суші – це гірські системи, формуються переважно продукти фізичного вивітрювання (грубоуламкові товщі, погано відсортовані і неоднорідні за мінеральним складом). Продукти хімічного вивітрювання в цих областях розвинуті тільки або в умовах тропічного клімату, або в передгірських областях з буйною рослинністю.
Морфологічно зрілі області характеризуються помірно розчленованим рельєфом, що сприяє розвитку рослинного покриву. Переважає хімічне вивітрювання. В умовах вологого клімату формуються переважно середньо- і дрібнозернисті типи порід.
У морфологічно старих (древніх) районах з рівнинним або пологим платоподібним рельєфом створюються найбільш сприятливі умови для утворення продуктів глибокого вивітрювання материнських порід (каолінітова і лаберитна кори вивітрювання) і в умовах рівнинного рельєфу виникає осадочний матеріал, різко відмінний за своїм складом від продуктів вивітрювання, що сформувались в гірських умовах.
Серед причин, що викликають ритмічність слід назвати також клімат, його річні і сезонні зміни, зв’язані з циклами сонячної активності: через 11, 22, 35, 105, 150 і більше років.
На ритмічність впливають також зміни клімату, пов’язані зі зміною орієнтировки земної осі (21 тис. років) коливанням кута нахилу земної осі в площині її орбіти (40 тис. років), зміною форми орбіти (ексцентриситет) 92 тис. років.
Причинами періодичності нижчих порядків (ритмів ) можуть бути мутьові (турбідні) потоки в морських та океанічних басейнах. Так може утворюватись фліш. Таким чином, активність процесів в Сонячній системі спричиняє рухи, тектонічну активність і клімат Землі, які в свою чергу, викликають зміни в процесах літогенезу і петрографічному та мінеральному складі порід.