Контрольная работа по "Геология". 6

                                              Вариант 10 
1.  ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ (а. sedimentary rocks; н. Sedimentargesteine, Sedimentgesteine; ф. roches sedimentaires; и. rocas sedimentarios, rocas de lecho sedimentario) — горные породы, возникшие путём осаждения вещества в водной среде, реже из воздуха и в результате деятельности ледников на поверхности суши, в морских и океанических бассейнах. Осаждение может происходить механическим путём (под влиянием силы тяжести и изменения динамики среды), химическим (из водных растворов при достижении ими концентраций насыщения и в результате обменных реакций), а также биогенным (под влиянием жизнедеятельности организмов). В зависимости от характера осаждения осадочные горные породы разделяются на обломочные, химические и органогенные (биогенные).  
 
Источником вещества для образования осадочных горных пород являются: продукты выветривания магматического, метаморфического и более древних осадочных пород, слагающих земную кору; растворённые в природных водахкомпоненты; газы, различные вещества, возникающие при жизнедеятельности организмов; вулканогенный материал (твёрдые частицы, выброшенные вулканами, горячие водные растворы и газы, выносимые вулканическими извержениями на поверхность Земли и в водные бассейны). В современных океанических осадках (красная глубоководная глина, ил и др.) и в древних осадочных породах встречается также космический материал (мелкие шарики никелистого железа, силикатные шарики и т.п.).  
 
Кроме того, в составе осадочных горных пород, как правило, присутствуют органические остатки (растительного и животного происхождения), синхронные времени их образования, реже более древние (переотложенные). Некоторые осадочные горные породы (известняки, угли, диатомиты и др.) целиком сложены органическими остатками. Размер частиц (зёрен), их форма и взаимное сочетание определяют структуру осадочных горных пород.  
 
Осадочные горные породы образуют пласты, слои, линзы и другие геологические тела разной формы и размера, залегающие в земной коре нормально-горизонтально, наклонно или в виде сложных складок. Внутреннее строение этих тел, обусловливаемое ориентировкой и взаимным расположением зёрен (или частиц) и способом выполнения пространства, называется текстурой осадочных горных пород. Для большинства этих пород характерна слоистая текстура: типы текстуры зависят от условий их образования (главным образом от динамики среды).  
 
Образование осадочных горных пород происходит по следующей схеме: возникновение исходных продуктов путём разрушения материнских пород, перенос вещества водой, ветром, ледником и осаждение его на поверхности суши и в водных бассейнах. В результате образуется рыхлый и пористый, насыщенный водой, полностью или частично, осадок, сложенный разнородными компонентами.  
 
Он представляет собой неуравновешенную сложную физико-химическую и частично биологическую систему, с течением времени постепенно превращающуюся в осадочную породу.  
 
Классификация осадочных горных пород основана на их составе и генезисе. В связи с тем, что большинство пород полигенно, т.е. одна и та же осадочная порода может образоваться при различных процессах (например, известнякимогут быть обломочными, хемогенными или органогенными), при выделении основных групп пород учитывается их состав. Различают свыше 10 групп осадочных горных пород: обломочные, глинистые, глауконитовые, глинозёмистые, марганцевые, железистые, фосфатные, кремнистые, карбонатные, соли, каустобиолиты и др. Кроме основных групп существуют породы смешанного состава — переходные между обломочными и карбонатными, карбонатными и кремнистыми и т.п., а также вулканогенно-осадочные породы, представляющие собой смесь обломочно-осадочного материала и твёрдых продуктов выбросов вулканов (см. также Пирокластические породы). Более детальное подразделение в пределах выделенных групп проводится по структуре (размеру зёрен), минеральному составу и генезису.  
 
По химическому составу осадочных горных пород отличаются от магматических пород гораздо большей дифференцированностью, широким диапазоном колебаний в содержании породообразующих компонентов, повышенным содержанием воды, углекислоты, органического углерода, кальция, серы, галоидов, а также высокими значениями отношения оксидного железа к закисному.  
 
Среди осадочных горных пород преобладают глинистые (глины, аргиллиты, глинистые сланцы — 48% на платформах, 49% в геосинклиналях), песчаные (пески и песчаники — 23% на платформах, 23% в геосинклиналях) и карбонатные (известняки, доломиты и др. — 29% на платформах, 28% в геосинклиналях). Соли составляют всего 2,8% на платформах и 0,3% в геосинклиналях.  
 
Образование и размещение на поверхности Земли осадочных горных пород определяется главным образом климатическими и тектоническими условиями. Так, в областях гумидного климата (влажного и тёплого) образуются глинозёмистые, железистые, марганцевые породы и различные каустобиолиты; для аридных (засушливых) областей характерны отложения доломитов, гипса, галита, калийных солей, красноцветных пород; для нивальных областей (полярных и высокогорных) — продукты физического выветривания, представленные различными обломочными породами. Влияние тектонического режима не менее важно. В геосинклиналях накапливаются мощные толщи осадочных горных пород, которые, как правило, характеризуются изменчивостью в пространстве и пёстрым (многокомпонентным) составом обломочного и другого материала, наличием пластов вулканогенно-осадочных пород и т.п. Наоборот, на платформах залегают небольшие по мощности толщи осадочных горных пород, часто с пластами, выдержанными в пространстве, с более однородным (однокомпонентным) составом обломочного материала и т.п. Условияосадконакопления в прежние геологические эпохи (особенно в течение фанерозоя) были близки или аналогичны современным. Поэтому распределение типов пород на поверхности Земли в древние геологические периоды позволяет восстанавливать палеогеографическую и палеотектоническую обстановку геологического прошлого.  
 
Осадко- и породообразование — процесс периодический; формирование сходных типов пород и их парагенетических ассоциаций (формаций) многократно повторяется во времени, что связано с периодическими (долговременными) изменениями климата и режима геотектонических движений. Наряду с этим наблюдается также постепенное изменение условий осадконакопления на протяжении всей истории развития земной коры. Эволюция осадконакопления связана с изменением состава вод Мирового океана, атмосферы, эволюцией органического мира, а также с изменением (увеличением) общего количества осадочных горных пород на поверхности Земли.  
 
Осадочные горные породы составляют около 10% массы земной коры и покрывают 75% поверхности Земли. Основная их масса сосредоточена на материках (752 млн. км3), шельфах и континентальных склонах (158 млн. км3), тогда как на дно океанов приходится 190 млн. км3. В пределах материков около 20% объёма всех осадочных горных пород залегает на платформах и 48% в геосинклиналях. Свыше 75% всех полезных ископаемых, извлекаемых из недр Земли (уголь,нефть, соли, руды железа, марганца, алюминия, россыпи золота и платины, фосфориты, нерудные строительные материалы и др.), заключено в осадочных горных породах. Изучением осадочных горных пород занимается литология. 
                                     стадии литогенеза. 
ЛИТОГЕНЕЗ (от греческого lithos — камень и genesis — рождение, возникновение, происхождение * а. lithogenesis, lithogeny; н. Lithogenese; ф. lithogenese; и. litogenesis) — совокупность природных процессов образования и последующего изменения осадочной горной породы.

Главные факторы литогенеза — тектонические движения и климат. Понятие о литогенезе впервые было введено в 1893-94 немецким учёным Й. Вальтером, который выделил в процессе образования осадочных пород 5 основных фаз:выветривание, денудацию (включая перенос исходного материала осадков), отложение, диагенез и метаморфизм. В цикле литогенеза различают следующие стадии: образование и мобилизация исходного вещества осадков в процессе физического и химического разрушения материнских пород и его перенос к месту захоронения — поверхностный гипергенез; поступление осадков в конечные водоёмы стока и окончательное осаждение — седиментогенез; физико-химическое уравновешивание насыщенного водой осадка, завершающееся преобразованием его в осадочную породу, — диагенез; дальнейшие изменения породы по мере увеличения глубины её захоронения под влиянием возрастающих температур и давления, а в некоторых случаях и воздействия водных растворов и газов — катагенез (иногда эту стадию неточно называют эпигенезом); последующее преобразование состава пород, особенно глинистых, при дальнейшем их погружении — метагенез, или собственно метаморфизм (чаще всего проявляется в геосинклиналях). Некоторые исследователи (советские геологи Н. М. Страхов, Н. В. Логвиненко и др.) относят к литогенезу только гипергенез,седиментогенез и диагенез, а метагенез рассматривают как самостоятельную стадию между катагенезом и метаморфизмом.  
 
Смена погружения данного участка земной коры его подъёмом прерывает прогрессивный литогенез на одной из его стадий и обусловливает наступление регрессивного литогенеза, завершающегося гипергенезом, сначала скрытым, или подземным (протекающим в анаэробных условиях), а затем поверхностным, когда породы подвергаются денудации, замыкающей один цикл литогенеза и начинающей новый.  
 
Н. М. Страхов впервые (1956) выделил основные типы литогенеза: ледовый, гумидный, аридный и вулканогенно-осадочный, существовавшие, по-видимому, начиная с послерифейского времени. Позднее был выделен океанский тип литогенеза. При ледовом литогенезе процессы осадкообразования происходят на участках материков, покрытых льдом. Литогенез протекает в форме механического породообразования с невыраженной дифференциацией вещества. Гумидный литогенез типичен для породообразования на суше и в морях, в условиях влажного климата. При аридном литогенезе породообразование происходит на материках и в морях, в условиях засушливого климата. Вулканогенно-осадочный литогенез характеризуется породообразованием на участках с наземным и подводным вулканизмом и на прилежащих к ним территориях (см. Вулканогенно-осадочные породы). Первые три типа литогенеза обусловлены климатом, поэтому они распространены на земной поверхности зонально, причём наиболее чётко выражены наплатформах. Вулканогенно-осадочный литогенез не зависит от климата и проявляется интразонально, главным образом в геосинклинальных областях, то есть на наиболее тектонически активных площадях. Океанский литогенез обусловлен особенностями дна океанов. Каждый тип литогенеза обладает характерным сочетанием осадочных пород, выражающих специфический ход механической и химической осадочной дифференциации, а также биогенных процессов и вулканизма.  
 
С литогенезом как процессом осадочного породообразования связано формирование месторождений различныхполезных ископаемых (углей ископаемых, нефти, природных горючих газов, железных и марганцевых руд, бокситов,фосфоритов), россыпей касситерита, золота, платины, алмазов и др.

 
                                                     метагенез 
МЕТАГЕНЕЗ

— стадия глубокого минералогического и структурного измененияосад. п. в нижней части стратисферы, происходящая гл. обр. под влиянием повышенной температуры вусловиях повышенного давления в присутствии минерализованных растворов. В эту стадию широкоразвиваются процессы перекристаллизации ранее образованных аутогенных м-лов и глинистого вещества,растворения и кристаллизации под давлением главных породообразующих м-лов осад. п. На этой стадиипоявляются метаморфизованные осад. п.: для раннего метагенеза характерны глинистые сланцы,песчаники, кварциты, кварцито-песчаники, кристаллические известняки и доломиты, тощие угли иантрациты, для позднего метагенеза — аспидные и филлитоподобные сланцы, кварциты, кристаллическиеи метаморфизованные известняки и доломиты, антрациты и графитизированные антрациты. В глинистых п.и цементе зернистых п. появляется парагенез диоктаэдрической гидрослюды, серицита (иногда мусковита),хлорита, кварца или стильпномелана при непостоянном участии карбонатов. П., подвергшиесяметагенетическим изменениям, являются переходными между осад. и метам. и называютсяметаморфизованными осад. п. Термин М. впервые предложен в 1957 г. Вассоевичем, Коссовской,Логвиненко и Тутовым (1957 ); а также Страховым. Вассоевич метагенезом называет стадию собственнометаморфизма (регионального метаморфизма); однако это не привилось. Др. авторы выделяют метагенезкак самостоятельную стадию; Страхов под метагенезом понимает все изменения осад. п. после ихобразования (диагенеза), кроме выветривания и собственно метаморфизма, т. е. включает в метагенезстадии катагенеза и протометаморфизма — начального метаморфизма или собственно метагенеза др.авторов.

Метагенез

 

        (от греч. meta - за, после и genesis - рождение, возникновение, происхождение * a. metagenesis; н.Metagenese; ф. metagenese; и. metagenesis) - совокупность природных процессов преобразованияосадочных горн. пород при погружении их в более глубокие горизонты литосферы в условиях всёповышающегося давления и темп-ры. B понимании термина "M." среди учёных нет единого мнения. Сов.геолог H. Б. Вассоевич, впервые предложивший (1957) этот термин, считает его синонимом Региональногометаморфизма г. п. Почти одновременно H. M. Страхов стал называть M. один из этапов преобразованияосадочных г. п., наступающий после Диагенеза и происходящий вплоть до превращения их вметаморфические г. п. B отличие от Катагенеза, изменяющего только отд. компоненты пород, M.захватывает всю минеральную массу. Напр., глинистые минералы преобразуются в слюду, гидроксидыалюминия переходят в корунд, гидрогётиты - в гематит и т.д. Одновременно усиливается взаимноепрорастание минеральных зёрен, но слоистая текстура пород нередко сохраняется.

                                         Осадочная дифференциация вещества 
ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ ОСАДОЧНАЯ

— по Пустовалову (1940), отделение друг от друга ипоследовательное осаждение из воды в путях миграции веществ, смытых с водосборных площадей; этотпроцесс и создает разнообразие осадков и осад. п. В осад. дифференциации мигрирующих веществПустовалов видел суть осад. породообразования. Он различал два вида Д. о.: механическую, когдапереносимые частицы разделяются по величине и удельному весу, и химическую, когда растворенныевещества химически последовательно осаждаются под влиянием изменения Eh и рН среды. Принятаявначале весьма горячо большинством литологов, схема Д. о., однако, скоро обнаружила ряд коренныхнедостатков. Выяснилось, что на разных участках поверхности земли реальные процессы осадко- ипородообразования протекают совсем не так, как это изображается схемой Пустовалова. Так, в ледовойзоне континентов (Гренландия, Антарктика) хим. процессы резко подавлены вообще, а господствует лишьмеханический перенос частиц, отторгнутых движущимся льдом от ложа и механически истираемых при егодвижении. При этом механическая сортировка частиц по крупности зерна отсутствует; осад.дифференциации веществ в понимании Пустовалова нет вообще. В гумидных зонах, где главным факторомпородообразования становится движущаяся вода, механическая дифференциация обломочных частицдействительно имеет место, но протекает сложно, и ее реальные главнейшие закономерности (связь срельефом дна басс., его размерами, глубиной зоны взмучивания) не учтены. Что касается хим.дифференциации, то ее ход в гумидной зоне совсем не такой, как это изображает Пустовалов. Прежде всегонаиболее важные по массе вещества CaCO2 и SiO2 осаждаются в подавляющей своей массе не хим., абиогенным путем; это доказано изучением совр. осадков и несомненно имело место в геол. прошлом,начиная с кембрия — силура. Менее значительные массы Fe, Mn, P и малых элементов транспортируютсячаще всего в форме взвесей и потому распределяются в басс. по законам механической дифференциации.Те же подчиненные количества Fe, Mn и многих малых элементов (V, Cr, Co, Ni, Cu, Mo, W, Pb, Zn и др.),которые переносятся в виде истинных растворов, либо дают самостоятельные ничтожнейших размеровколлоид, сгустки и кристаллы, либо сорбируются коллоид. Fe и Mn. И в том, и в другом случаеновообразованные частицы ведут себя как гидравлически эквивалентные терригенные зерна, вместеразносятся и вместе осаждаются по законам механической седиментации, что доказано на ряде басс. (Черном, Охотском, Каспийском морях) и в настоящее время общепризнано. FeCO3, силикаты и сульфидыFe, карбонаты Mn, сульфиды тяжелых металлов возникают не в путях миграции элементов, как это следуетпо схеме Пустовалова, а лишь при диагенезе, в восстановительной зоне осадков. Наконец, ни гипс, ни соли вгумидных зонах не осаждаются. Т. о., хим. процессы в гумидном климате идут совсем не так, как ониизображаются Пустоваловым. Подчеркнем, что хим. дифференциация в гумидных зонах не продолжает вовремени и по месту механическую, как это принимает Пустовалов, но протекает одновременно с ней; все израстворенных веществ, что по физико-хим. и биологическим условиям может осесть в басс., осаждаетсяодновременно с кластическим материалом. В аридном климате механическая дифференциация течет также, как в гумидной зоне, что и естественно, ибо кластический материал в аридные водоемы поступает изсоседних горизонтальных или вертикальных гумидных зон; так же ведут себя Fe, Mn, P и малые элементы,когда речь идет о кларковом процессе. Но в рудном процессе высокопроцентные накопления Fe, Al, Mnвстречаются лишь в условиях гумидного климата, в аридных же зонах эта рудная триада заменяетсятриадой Cu — Pb — Zn. При осолонении басс. действительно начинается последовательная садка CaSO4 —NaCl — калийные соли, как это дается в схеме Пустовалова. Но этот ряд отражает эволюцию лишь одногогидрохим. типа аридных басс., а именно — сульфатного, игнорируя эволюцию двух других типов (содового ихлоридного — см. Галогенез). Да и в сульфатном типе игнорируется наличие двух ветвей —неметаморфизованной и метаморфизованной рапы. Что же касается вулкановенно-осад. процесса, то всхеме Д. о. он вообще опущен. Т. о., последующее развитие теоретической литологии сводилось не кусовершенствованию схемы осад. дифференциации Пустовалова, а к замене ее более близкой к фактамтеорией четырех типов литогенеза, связанных с глобальной циркуляцией атмосферы и с выносом наповерхность земли вулк. материала. Неверной оказалась и исходная идея Пустовалова, будто сутьосадкообразования сводится именно к дифференциации переносимых веществ.

В действительности основную роль в литогенезе играют фазовые преобразования вещества, которыепроисходят вначале в коре выветривания или в вулк. очаге, потом — в процессе миграции вещества,наконец, при диагенезе. Явления же дифференциации имеют вполне второстепенное значение и частоедва уловимы. При питании водоема несколькими источниками в басс. гораздо отчетливее выступаютявления смешения, а не разделения веществ. Н. М. Страхов.

2. факторы,определяющие условияобразования и размещения месторождений в земной коре 
Проблема образования существующей структуры земной коры имеет не только фундаментальное теоретическое значение. Познание процессов, формирующих земную кору, одновременно означает выяснение закономерностей образования и размещения промышленных месторождений полезных ископаемых. Поэтому над изучением этих процессов работают крупные научные коллективы многих стран.

Экспериментальные исследования, изучение горных пород на поверхности материков и на дне океанов, результаты глубокого бурения позволили разработать представление о радиально направленном выправлении и дегазации вещества земной коры из мантии. Вещество мантии до сих пор непосредственно не подвергалось химическому анализу, так как достать его пока еще технически невозможно. Однако есть основания считать, что состав мантии отвечает составу каменных метеоритов (хондритов).

Результаты анализов показывают, что в них содержатся определенные количества некоторых химических элементов, образующих относительно легкоплавкие соединения, а также элементов, входящих в состав газов и воды (рис. 1).

 
Рис.1. Содержание в хондритах химических элементов и соединений, образующих пары и газы

Вещество мантии находится в равновесном твердом состоянии в условиях высоких температур и давления. Однако это равновесное состояние будет нарушено, если внешние условия изменятся, например, понизится давление или повысится температура. Тогда вещество перейдет в расплавленное, жидкое состояние. Такое явление вполне вероятно, если внутри мантии возникнет очаг сильного разогревания. Причиной его может служить энергия радиоактивного распада. Расплавленная масса, содержащая источник тепловой энергии, будет перемещаться в радиальном направлении к поверхности Земли, проплавляя при своем движении вещество мантии. При этом должна происходить закономерная дифференциация этого вещества.

Чтобы представить себе механизм этого процесса, можно проделать следующий опыт. Поместить в термоустойчивую трубку смесь соединений, обладающих различной температурой плавления. При помощи кольцевого нагревателя расплавить узкую зону внизу трубки и затем будем медленно перемещать нагреватель вверх вдоль трубки. При подъеме нагревателя расплавится следующая зона, а нижележащая масса остынет и вновь закристаллизуется. По мере движения нагревателя все вещество в трубке пройдет стадии плавления и последующей кристаллизации. Если эту операцию повторить неоднократно, то исходная смесь закономерно разделится: вверху обособятся более легкоплавкие соединения, а внизу — менее плавкие.

Изложенный принцип «зонной» плавки был использован известным геохимиком А. П. Виноградовым для создания модели образования земной коры. Согласно этой модели, определенные очаги расплава, перемещающиеся в радиальном направлении, обеспечили закономерную дифференциацию вещества мантии. Состав первоначально возникающего расплава не отличался от состава исходного материала. Но многократное повторение этого процесса обусловило разделение вещества, вынос из мании относительно легкоплавких соединений и накопление их на поверхности планеты.

В результате дифференциации исходного вещества происходит закономерное перераспределение химических элементов по оболочкам Земли. Если принять, что состав исходного вещества мантии близок к составу каменных метеоритов, то можно проследить, как менялось содержание важнейших химических элементов в процессе образования земной коры.

На рисунке 2 хорошо видно, что выделение легкоплавких соединений из исходного вещества планеты сопровождалось прогрессирующим накоплением кремния, алюминия, кальция, калия, натрия, фтора, хлора. В то же время большая часть железа, магния, серы оставалась в веществе мантии.

Предложены и другие модели, но независимо от тех или иных представлений о механизме массопереноса большая часть ученых разделяет мнение о том, что земная кора образовалась путем выноса из мантии легкоплавких и легколетучих химических соединений.

 
Рис.2. Среднее содержание основных химических элементов в главных типах горных пород и в каменных метеоритах, в весовых процентах

Процесс выноса легколетучих и легкоплавких химических соединений весьма сложен. Если образование базальтовой коры как продукта выплавления из вещества мантии не вызывает сомнений, то в процессе образования гранитного слоя еще очень много неясного. Многочисленные факты свидетельствуют, что образование крупных масс гранитов приурочено к определенной стадии развития геосинклиналей, на которой процессы регионального метаморфизма достигают своей наивысшей степени — палингенеза. При этом происходит расплавление метаморфизуемых пород под воздействием не только высоких температур и давления, но также глубинных флюидов, дегазированных из мантии. Образующийся расплав насыщается химическими элементами, поступившими в результате дегазации, состав его становится более сложным по сравнению с выплавляемыми базальтами, изливающимися на океаническом дне из глубинных разломов. Рассмотренный процесс получил название гранитизация. Возможно, что таким путем образовались огромные массы гранитных батолитов.

Активный вынос легколетучих соединений, обусловливающих гранитизацию мощных толщ осадков, происходит не повсеместно на поверхности земного шара, а лишь в определенных структурных элементах земной коры — геосинклиналях. Локализация процессов активного выноса, по-видимому, связана с неравномерным распределением источников энергии, в частности, масс радиоактивных элементов в мантии. Таким образом, континенты, кора которых содержит гранитный слой, можно рассматривать как участки земной коры, в пределах которых особенно активно происходил вынос легколетучих и легкоплавких химических соединений из мантии. На площади распространения океанической коры этот процесс происходил менее активно, о чем свидетельствуют не только меньшая мощность слоя выплавленных базальтов, но и бедность океанических базальтов многими химическими элементами по сравнению с базальтами континентальной коры. По расчетам А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского, общая масса вещества, вынесенного из мантии в континентальную кору, составляет 22,37*1018 т, а в океаническую — почти в четыре раза меньше.

Особенно важное значение процесс образования континентальной земной коры имел для перераспределения металлов. Как следует из данных (рис.3), содержание одних металлов резко возрастает в гранитном слое по сравнению с исходным веществом мантии, а содержание других — уменьшается. В процессе выплавления вещества земной коры в мантии задерживались металлы группы железа — никель, кобальт, хром, отчасти марганец.

 
Рис.3. Перераспределение некоторых редких и рассеянных химических элементов в процессе образования земной коры, в 1-10-3 %

Поэтому содержание никеля в породах верхних горизонтов Земной коры по сравнению с содержанием в исходном веществе уменьшается в десятки раз, примерно в сто раз уменьшается содержание кобальта и хрома, в тысячу раз платины. В процессе выплавления земной коры уменьшилось также содержание ртути, но это произошло по причине выноса паров этого металла, поступавших в атмосферу и растворявшихся в природных водах.

Металлы, содержание которых в целом увеличивается в земной коре, распределяются в горных породах неодинаково. Выделяется группа металлов, концентрирующихся в гранитном слое континентальной земной коры, обогащенной кремнием, алюминием, щелочами, легколетучими соединениями. Сюда относятся цирконий, ниобий, барий, олово, свинец, уран. Например, концентрация свинца увеличивается в 100 раз, урана — еще более. Другая группа металлов концентрируется в базальтовых породах. В эту группу входят титан, ванадий, медь, цинк.

Одновременно с выплавлением легкоплавких соединений из вещества мантии происходило выделение газов разных веществ. В результате дегазации мантии образовалась основная масса газов и воды, имеющихся на нашей планете. При этом расчеты показывают, что на протяжении геологической истории из мантии вынесено только около 10% содержавшихся в ней каждого газа. Так, например, по данным А. П. Виноградова, содержание воды в мантии составляет 2*1022 кг, а ее общее количество в гидросфере и атмосфере — 1,5*1021 кг. В результате процесса дегазации выносились также возгоняемые соединения тяжелых металлов.

Совершенно особое положение в земной коре занимает самый наружный слой, который некоторые ученые называют осадочной оболочкой Земли. По минералогическому составу он принципиально отличен от двух других слоев коры. В составе осадочной оболочки преобладают не силикаты с разнообразной кристаллохимической структурой, как в гранитном и базальтовом слоях земной коры, а дисперсные силикаты со сложной структурой — глины, составляющие 40% осадочного слоя, карбонаты — 23%. Среди обломочных минералов, сохранившихся при гипергенном преобразовании гранитного слоя, входящих в состав осадочной оболочки и составляющих 19% ее массы, доминирует кварц — наиболее устойчивый к выветриванию эндогенный минерал. Химический состав осадочного слоя обогащен не только Н2O и СO2, но также окисленными формами серы, органическим углеродом, хлором, фтором, азотом и тяжелыми металлами. Все эти соединения и элементы выносятся из мантии путем дегазации, но в процессе гипергенеза и седиментогенеза связываются и аккумулируются в веществе осадочного слоя.

Таким образом, на поверхности Земли происходит глубокое преобразование вещества гранитного слоя. Главным фактором этого процесса является суммарный геохимический эффект жизнедеятельности организмов. Это проявляется как в непосредственном участии организмов в осадкообразовании, так и в регулировании условий, определяющих направленность преобразования горных пород гранитного слоя: содержание кислорода и углекислого газа в атмосфере, щелочно-кислотных параметров природных вод, окислительно-восстановительных условий, присутствие органических соединений и др.

Установлено, что большая часть массы вещества осадочных пород, образованных на протяжении последних 600 млн. лет, находится в пределах континентальной коры, причем примерно половина этой массы сосредоточена в геосинклиналях. Формирование метаморфических пород древних щитов — главных фрагментов гранитного слоя — также происходило в тектонически-активных структурах. Можно предполагать, что многие особенности гранитного слоя сложно связаны с суммарным геохимическим эффектом жизнедеятельности организмов геологического прошлого. Имея это в виду, В. И. Вернадский назвал гранитный слой земной коры «следами былых биосфер».

Генетическая классификация месторождений 
— основана на генетических принципах, т. е. учитывает выясненные в той или иной мере источникивещества м-ний, геол. и физ.-хим. условия их образования. По этим признакам м-ния разделяются на 2главнейшие гр.: эндогенные (гипогенные), возникшие за счет внутренней тепловой энергии земного шара, иэкзогенные, образование которых связано с внешней солнечной энергией, получаемой земнойповерхностью. Среди эндогенных м-ний выделяют м-ния магматогенные, связанные с магм, деятельностью(образованием язв. п.), и метаморфогенные, образованные или преобразованные процессами глубинногометаморфизма. В лит. США термину “м-ния эндогенные” нередко придается иное значение, а для термина“м-ния метаморфогенные” в большинстве классификаций вообще не указывается на подчиненность егом-ниям эндогенным. Разл. варианты К. м. п. и. г. были созданы в Европе и США за последние 100 лет и гл.обр. в конце XIX в. взамен более простой ранее распространенной морфологической классификации.Наиболее известными и детально разработанными из иностранных классификаций, несколько раздополнявшихся, являются амер. классификация Линдгрена (1913, 1933) и швейцарско-нем. Ниггли (1925,1941) и Шнейдерхена (1926, 1941, 1955). Большой вклад в разработку К. м. п. и. г. внесли русские ученые —Богданович (1912), Левинсон-Лессинг (1911), Заварицкий (1926, 1950 и др.), Обручев (1935), Усов (1933),Смирнов (1947), Билибин (1955), Бетехтин (1953), Татаринов и Магакьян (1949), Татаринов (1963), В.Смирнов (1965) и др. Классификации Линдгрена, Шнейдерхена, Богдановича, Обручева, Татариноваохватывают все м-ния, как эндогенные, так и экзогенные, но основное внимание ученых привлекларазработка генетической классификации эндогенных м-ний, связанная с большими трудностями ввидунедостаточной изученности процессов образования ряда типов этих м-ний, источников их вещества и геол.обстановки. В широко распространенной классификации Линдгрена эндогенные м-ния подразделяются наобразованные в г. п. горячими растворами или газовыми эманациями из магм.тел (эпигенетические) и навозникшие в магмах при их дифференциации (сингенетические). Дальнейшее разделение ведется посвойственным каждой выделенной гр. м-ний пределам температуры образования и примерной величинедавления. Сам автор указывал на недостаточность имевшегося в то время материала для составлениягенетической классификации, что и вызвало дальнейшие ее изменения и дополнения. Построенныенесколько иначе, близкие между собой классификации магматогенных м-ний Ниггли (вариант 1941 г.) иболее дробная Шнейдерхена (1941 и 1949), основаны на следующих главных генетических критериях: 1)место выделения рудоносных растворов из магмы (м-ния вулк., суб-вулк., плутонические иглубинно-плутонические); 2) место отложения рудного материала: а) глубина от поверхности; б) удалениеот источника; в) характер вмещающих п.; 3) температура процесса образования рудоносных растворов; 4)температура главной эпохи рудообразования. Шнейдер-хен расчленяет эндогенные м-ния на 8 главных(обобщенных) и выделяет около 70 частных рудных форм, связанных между собой переходами. С. Смирнов(1947) в критическом разборе классификации Ниггли обращает внимание на ее излишнюю сложность и, вчастности, на отсутствие введения в классификацию как основного признака места выделения рудоносныхрастворов. С. Смирнов приводит свои соображения о построении схемы генетической классификациимагматогенных м-ний, близкой к схеме Ниггли, но с включением понятия “рудные форм.” (выделенные похим.-минералогическим особенностям). Он рекомендовал в будущем, когда удастся провести более дробноеи обоснованное выделение тектоно-магм. комплексов п., характерных для определенных крупныхструктурных единиц земной коры с присущим каждому из них комплексом м-ний, во главу угла поставитьименно тектоно-магм. комплексы с последующим их расчленением, выделением рудных форм с учетомглубины и температуры рудообразования. Идеи С. Смирнова развивал в своих работах по общей ирегиональной металлогении и, принципам составления металлогенических карт Билибин (1955, 1961). Имвыделено более 20 комплексов магм. п., относящихся к последовательным этапам геол. развития земнойкоры, и примерно столько же комплексов рудных м-ний, связанных с магм. комплексами. В позднейшихработах советских геологов неоднократно указывается, что необходимый материал для построениягенетической классификации м-ний дадут составляемые металлогенические карты. Примером общей К. м, п.и. г., построенной на металлогенической основе, является следующая (сокращенная) классификацияТатаринова (1963).

А. Эндогенные м-ния. I. Собственно магматические. 1. Сегрегационные: а) раннемагм.; б) позднемагм. 2.Ликвационные. II. Пегматитовые. III. Постмагм. 1. Пневматолитовые (контактово-метасомат.). 2. Гидротерм.:а) умеренных и значительных глубин, меньших глубин и приповерхностные. 3. Эксгаляционные. Б.Экзогенные м-ния. I. М-ния выветривания. 1. Обломочные (в т. ч. россыпи). 2. Остаточные: а) м-ния корывыветривания; б) м-ния типа железных шляп. 3. Инфильтрационные. II. М-ния осад. 1. Механические осадки.2. Хим. осадки (в т. ч. биохим.). В. Метам. м-ния. 1. Метаморфизованные. 2. Метам.

В 1964 г. В. Смирнов предложил новую классификацию только одной крупной и важной гр. гидротерм, м-ний,принадлежность к которой многих м-ний часто вызывает дискуссии. Он выделяет среди них следующие 5классов.: 1) грейзеновые; 2) эндотерм. с подразделением их на кварцевый, сульфидный и карбонатныйподклассы; 3) телетерм.; 4) колчеданные; 5) субвулк. При выделении этих классов и подклассов наряду сгеол. и физ.-хим. условиями образования м-ний, в частности связи их с определенными тектоно-магм.комплексами п., существенную роль играет минер. сост. руд, отражающий эти условия для каждого класса иподкласса. В еще большей степени пытался использовать приведенные выше воззрения С. СмирноваТвалчрелидзе (1966) в своем “Опыте систематики эндогенных м-ний складчатых областей (наметаллогенической основе)”. Им в основу классификации положено подразделение м-ниий по типамсоставных частей геосинклиналей. Таких типов автор выделяет 13. В качестве второго признака систематикииспользованы 19 магм. форм.; третьим признаком являются рудные комплексы (их выделено 22 безповторных) и четвертым — рудные форм, (их > 40) . В рудных форм, выделяются еще минеральные типы.Автор указывает, что при добавлении рудных форм., характерных для платформенных областей, общеечисло их возрастает по крайней мере до 60. Несмотря на большое количество русских и иностранных работ,опубликованных за последние годы, посвященных вопросам рудообразования, региональной металлогениии непосредственно систематике рудных м-ний, до настоящего времени еще не создано хорошообоснованная К. м. п. И. г., особенно эндогенных. Син.: систематика м-ний полезных ископаемых на геол.основе. В. Г. Грушевой.

Основные генетические типы месторождений. 
Таблица 3 Сводная генетическая классификация месторождений полезных ископаемых

Серия	Группа	Класс	Подкласс
Магматогенная(эндогенная)	Магматическая	Ликвационный Раннемагматический Позднемагматический	-
Карбонатитовая	Магматический Метасоматический Комбинированный	-
Пегматитовая	Простые пегматиты Перекристаллизованные пегматиты Метасоматически замещенные пегматиты	-
Альбитит-грейзеновая	Альбититовый Грейзеновый	-
Скарновая	Известковых скарнов Магнезиальных скарнов Силикатных скарнов	-
Гидротермальная	Плутоногенный Вулканогенный Амагматогенный (телетермальный, стратиформный)	-
Колчеданная	Гидротермально-метасоматический Гидротермально-осадочный Комбинированный	-
Седиментогенная(экзогенная)	Выветривания	Остаточный Инфильтрационный	-
Россыпная	Элювиальный Делювиальный Пролювиальный Аллювиальный	-     Косовый Русловый Долинный Дельтовый Террасовый
Литоральный	Озерный Морской Океанический
Гляциальный	Моренный Флювиогляциальный
Осадочная	Механический Химический Биохимический Вулканогенный	-
Метаморфогенная	Метаморфизованная	Регионально-метаморфизованный Контактово-метаморфизованный	-
Метаморфическая	-

 

3. опишите химический состав,диагностические признаки и происхождение следующих минералов: 
киноварь: 
 
Киноварь

Свойства

Сингония: Тригональная

Состав (формула): HgS

Цвет:

Красный на свежем сколе, окисляясь постепенно темнеет за счёт плёнки побежалости.