Алексеев В.И. Конспект лекций по курсу Литология

Подождите немного. Документ загружается.

тов и сферолитов, сцементированных пелитоморфным и зернистым доломи-

том. Иногда содержат остатки морской фауны (криноидеи, моллюски).

Вторичные катагенетические доломиты более крупнозернистые и раз-

нозернистые, сложены идиоморфными ромбоэдрическими кристаллами до-

ломита. Они могут содержать минеральные примеси, остатки разнообразной

фауны. Если первично-осадочные и диагенетические доломиты залегают в

виде слоев и линз, то

катагенетические образуют геологические тела непра-

вильной формы и переменной мощности.

Биогенные доломиты распространены незначительно. Наиболее из-

вестны рифейские водорослевые доломиты, представленные строматолито-

выми разностями. Они слагают в карбонатных толщах крупные караваеоб-

разные биогермы или мелких округлые тела, возникшие на мелководье в ре-

зультате жизнедеятельности синезеленых и зеленых водорослей. Водоросле-

вые

доломиты отличаются высокой пористостью и кавернозностью, текстура

таких пород тонкослоистая и пологоволнистая. Структура пород микро- и

тонкозернистая, тела водорослей сложены пелитоморфным доломитом. Из-

вестны также водорослевые доломиты с разорванными и переотложенными

водорослями. Они отличаются тонкой слоистостью и значительно большей

плотностью.

Следует отметить, что в минералогической классификации оценивается

современное состояние карбонатных пород

и не учитывается генезис их ком-

понентов. В то же время в природе широко проявлены процессы вторичной

доломитизации и кальцитизации осадочных пород. Например, название «до-

ломитовый известняк» может принадлежать первичной доломито-

известковой породе, эпигенетически доломитизированному известняку или

сильно кальцитизированному доломиту. Большинство доломитов с органо-

генной структурой или с примесью органогенных

остатков (кораллов, бра-

хиопод, мшанок, пелеципод) в действительности являются сильно доломити-

зированными на стадии диагенеза или катагенеза органогенными известня-

ками.

Обломочные доломиты встречаются относительно редко, в основном в

палеозойских и докембрийских толщах. Они состоят из окатанных или угло-

ватых обломков более древних доломитовых пород, сцементированных до-

ломитом. Размер и степень окатанности

обломков может варьировать в ши-

роких пределах. Обломочные доломиты встречаются среди мощных доломи-

товых толщ в виде прослоев и линз, и представляют собой результат разру-

шения и переотложения первичных доломитов в условиях литорали. Изредка

встречаются элювиальные доломитовые брекчии.

КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ СМЕШАННОГО СОСТАВА

Карбонатные породы смешанного состава включают известково-

доломитовые породы, мергели, кремнистые и углистые известняки и доломи-

ты. Смешанные породы, содержащие два и более карбоната в количестве не

менее 5 %, встречаются в толщах известняков и доломитов в виде пластооб-

разных и неправильных тел небольшой мощности. Главный способ их обра-

зования – диагенетическая доломитизация, кальцитизация карбонатных

осадков, реже – катагенетическая минерализация пород. Иногда подобные

породы возникают путем выноса магнезии из доломитов при выветривании.

Кремнистые известняки содержат до 50 % халцедона, опала и кварца.

Это породы

высокой прочности, часто содержащие компактные выделения

минералов кремнезема (жеоды, конкреции). При более высоком содержании

кремнезема (от 50 до 95 %) кремнистые известняки переходят в известковые

силициты.

Углистые известняки содержат до 50% углистого материала и обычно

встречаются в ассоциации с угольными пластами. Они окрашены в черные

тона, содержат отпечатки растений и обугленные растительные остатки.

переходным породам относят также известковистые и известковые

глины, аргиллиты, алевриты, алевролиты, пески, песчаники, содержащие со-

ответственно 75-95 и 50-75 % глинистого или обломочного материала; гли-

нистые и глиняные, алевритистые и алевритовые, песчанистые и песчаные

известняки и доломиты, содержащие соответственно 75-95 и 50-75 % карбо-

натного материала. Из всех перечисленных пород наиболее распространены

известково-глинистые – мергели.

Мергели – это

микрозернистые, мягкие, реже твердые скальные поро-

ды, сложенные микрозернистым кальцитом, гораздо реже доломитом (доло-

митовые мергели), и тонким глинистым материалом. Содержание глинистого

материала составляет 25-50 %; при увеличении его количества до 50-75 %

мергели называют глинистыми.

Глинистое вещество, представленное обычно монтмориллонитом и

гидрослюдой, распределено в породе равномерно, иногда образует тонкие

прослои. В составе глинистого

материала присутствует пелит, представлен-

ный преимущественно частицами кварца и опала. В некоторых мергелях

встречается заметное количество аутигенного опала, глауконита, а также

примесь барита, цеолитов, пирита и тонкодисперсного органического веще-

ства. Зачастую мергели содержат ходы илоедов и остатки фораминифер, кок-

колитофорид и другой органики.

Структура мергелей пелитоморфная, алевропелитовая, псаммопелито-

вая, текстура массивная

или слоистая. Они образуют мощные грубослоистые

толщи, в которых чередуются с известняками, доломитами, мелом, реже с

песчано-глинистыми породами.

КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Кремнистые осадочные породы – силициты, осадочные образования,

целиком или частично сложенные кремнеземом хемогенного или хемобио-

генного происхождения и скелетами кремневых организмов. Они залегают в

виде слоев, прослоев и конкреций, иногда образуют натеки, корки.

Силициты состоят более чем на 50 % из опала, халцедона, кварца, а

также кварцина и кристобалита. Кроме кремнезема могут присутствовать ок-

сиды, гидроксиды и сульфиды железа, глинистые минералы, глауконит, хло-

риты, карбонаты кальция и магния

и терригенная примесь. Кремнистые по-

роды обычно содержат органическое вещество – углистое и битуминозное.

В химическом составе силицитов преобладает SiO

(обычно 80-98 %), а

также Al

, Fe

, CaO в количестве 0,5-10 % каждый. Породообразующие

организмы представлены диатомовыми водорослями, радиоляриями и губка-

ми. Породы с незначительной примесью соединений железа и органического

вещества имеют светлую окраску, В случае присутствия оксидов железа ок-

раска пород красноцветная с различными оттенками. Органическое вещество

и сульфиды железа придают породам зеленовато-серый, голубовато-серый,

серый или черный

цвет.

Классификация кремнистых пород основана на их генезисе и мине-

ральном составе. По происхождению выделяют биогенные (диатомиты, ра-

диоляриты), хемобиогенные (трепел, опоки и некоторые яшмы) и хемоген-

ные породы (гейзериты, кремневые конкреции). Хемобиогенные породы об-

разуются в результате накопления скелетов организмов и последующего их

изменения при диагенезе и катагенезе – растворения и

переотложения крем-

незема в виде опала, перекристаллизации с образованием халцедона и квар-

ца.

По минеральному составу выделяются опаловые, опало-халцедоновые

и халцедоно-кварцевые породы (табл. 9). Наиболее распространенными сре-

ди опаловых пород являются диатомиты, трепелы, опоки, радиоляриты.

Главные представители халцедоно-кварцевых пород – яшмы и кремни.

Классификацию, удобную для петрографического изучения силицитов

в шлифах, предложил Г.И. Теодорович (1948). Им выделяется четыре типа

пород: 1) состоящие из скелетов кремневых организмов, 2) из кремнезема не-

органического генезиса и скелетов кремневых организмов, 3) из кремнезема,

замещающего скелеты известковых организмов, 4) породы смешанного со-

става.

Хемогенные кремнистые породы представлены гейзеритами, кремни-

стыми туфами, кремневыми конкрециями, яшмами, фтанитами и лидитами.

Гейзериты и

кремнистые туфы приурочены к областям вулканической дея-

тельности, где образуются соответственно из вод горячих источников и гей-

зеров. Воды горячих источников и гейзеров насыщены кремнеземом, кото-

рый выпадает в осадок при изменении давления и температуры, сопутст-

вующем выходу гидротерм на поверхность. В результате возникают светлые

пористые гидротермальные породы, состоящие из

опала, и залегающие в ви-

де тел неправильной формы, натеков и корок.

Таблица 9

Классификация кремнистых пород [13]

Минеральный состав

Генезис

опаловые с примесью

кристобалита

опало-халцедоновые

и халцедоновые

халцедоно-кварцевые

и кварцевые

Биогенные Диатомиты Спонголиты

Радиоляриты

Спонголиты Радиоляриты

Хемобиогенные Трепелы Трепелы Яшмы

Опоки Опоки

Яшмы

Хемогенные Гейзериты Яшмы Яшмы

Кремневые конкре-

ции

Кремневые конкре-

ции

Фтаниты

Корки, натеки Кремневые конкре-

ции

ХЕМОГЕННЫЕ КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Кремни широко распространены в виде конкреций и линз в известня-

ках, мергелях, реже в обломочных и глинистых породах. Кремневые конкре-

ции образуют маркирующие горизонты внутри карбонатных толщ, иногда

сливаясь друг с другом и образуя линзы, прослои и даже слои кремнистых

пород. Кремневые конкреции в толщах писчего мела получили название

флинтов.

Конкреции различны по форме и по размерам, могут достигать 30-

50 см и более. Поверхность их обычно неровная, белая из-за присыпки из

вмещающей породы.

По составу выделяют опаловые, опало-халцедоновые конкреции моло-

дых отложений и халцедоно-кварцевые и кварцевые кремневые конкреции

древних толщ. Они содержат органическое вещество, придающее ей черный

цвет,

встречаются сульфиды железа, глинистые минералы и терригенная

примесь. Кремневые конкреции практически не включают фауну. Кремни –

плотные твердые, очень прочные породы с раковистым изломом различного

цвета: серого, черного, желтовато-серого, серовато-оранжевого. В разрезе

конкреций нередко наблюдается концентрически-зональная окраска. Обычно

кремневые конкреции являются продуктом раннего диагенеза, но могут воз-

никают

и в более поздние стадии. Плотность их составляет до 2,5 г/см3.

Яшмы – прочные твердые халцедоновые и халцедоново-кварцевые по-

роды, весьма разнообразные по текстуре и окраске. Встречаются полосчатые,

пятнистые, узорчатые, массивные яшмы. Окраска яшм определяется приме-

сями окислов и гидроокислов железа (яшмы красного, малинового, бурого

цвета), глинистых минералов и хлоритов (

яшмы серого и зеленого цвета), ор-

ганического вещества (темно-серые и черные яшмы). Широко распростране-

ны пестрые разности яшм.

В некоторых яшмах обнаружены остатки кремневых организмов, –

радиолярий, губок. Это свидетельствует, что часть яшм образовалась хемо-

биогенным путем. В основном же они возникают при хемогенной садке

кремнезема из морских вод. Повышенные концентрации SiO

, необходимые

для осадкообразования, связывают с подводной вулканической деятельно-

стью.

Фтаниты – твердые плотные микрокристаллические халцедоно-

кварцевые породы с включениями углистых и графитовых частиц. Примесь,

составляющая 2-5 %, определяет темно-серый и черный цвет фтанитов. Тек-

стура полосчатая или массивная, часто сланцеватая, поэтому их называют

также кремнистыми сланцами. Встречаются в протерозойских и каменно-

угольных

отложениях. В противоположность существенно кварцевым фтани-

там выделяют лидиты – преимущественно халцедоновые породы с примесью

глинистых минералов, углистого вещества и битума.

БИОГЕННЫЕ КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Биогенные кремнистые породы включают диатомиты, радиоляриты,

спонголиты, широко распространенные в мезозойских и кайнозойских отло-

жениях.

Диатомиты состоят в значительной степени (до 70-80 %) из мельчай-

ших опаловых остатков планктонных диатомовых водорослей. Размер орга-

ногенных фрагментов от тысячных долей до целых миллиметров. Скорлупки

диатомовых водорослей образуют рыхлый землистый агрегат или сцементи-

рованы колломорфным

кремнеземом. В небольшом количестве могут при-

сутствовать глинистый материал, глауконит, спикулы губок, тонкодисперс-

ное органическое вещество, окислы и гидроокислы железа.

Породы тонкослоистые легкие (плотность 0,4-0,9 г/см

), в сухом со-

стоянии плавают на поверхности воды. Обладают большой пористостью и

адсорбционной способностью, прилипают к языку. Окраска пород белая,

иногда с желтоватым или сероватым оттенком. По внешнему виду диатоми-

ты напоминают писчий мел, пачкают руки, впитывают воду, но не «вскипа-

ют» при взаимодействии с соляной кислотой.

Радиоляриты состоят более

чем на 50 % из остатков скелетов радио-

лярий размером в сотые и тысячные доли миллиметра. Скелетные остатки

сцементированы опалом с примесью глинистых частиц, остатков диатомей и

губок, органического вещества, гидроксидов и сульфидов железа. Радиоля-

риты – микрослоистые легкие породы серого цвета. Плотность обычно не

превышает 1,5 г/см3. Ископаемые радиоляриты часто перекристаллизованы и

превращены в халцедоно-кварцевый кремень.

Спонголит – опаловая порода, в строении которой существенную роль

играют спикулы кремневых губок, сцементированные опалом. Часто содер-

жат алевритовые и песчаные примеси, глауконит, кальцит и связаны посте-

пенными переходами с обломочными и глауконитовыми породами, с крем-

нистым цементом. Спонголиты, как и все опаловые породы, имеют неболь-

шую плотность, высокую пористость. Окраска серая, белая, зеленовато-

серая. Микропористые опаловые и опало-халцедоновые породы с содержа-

нием спикул губок 10-50 % называют гезами.

Трепелы и опоки сложены опалом в виде глобулей (округлых стяжений)

размером в тысячные доли миллиметра, а также цементирующего вещества

Опоки отличаются от трепелов существенной примесью (до 40-50 %) глини-

стого вещества, глауконита и терригенного материала. Если количество тер-

ригенных примесей больше 50 %, принято говорить об опоковидных поро-

дах – опоковидных песчаниках, алевролитах и глинах. Последние распро-

странены гораздо шире самих опок. В небольшом количестве в трепелах и

опоках можно встретить кристобалит и органические

остатки: скелеты диа-

томей, радиолярий и спикулы кремневых губок. Они могут содержать в раз-

личном количестве примесь карбонатного материала. Существует постепен-

ный переход между трепелом или опокой и мергелем или мелом. Выделяют

кремнистый или трепеловидный мел, мергель (до 50% SiO2) и карбонатные

трепелы и опоки (до 50% CaCO3).

Трепелы обычно светло-серые до белых, очень

легкие (0,7-1,4 г/см

напоминающие каолин и мел, опоки темно-серые до черных, более плотные

(1,1-1,8 г/см

). Пористость в рыхлых разностях доходит до 60 %. Трепелы и

опоки залегают в виде слоев и линз различной мощности среди карбонатных

и обломочных пород мелового, палеогенового и неогенового возраста. Веро-

ятно, они образуются из диатомитов и спонголитов при диагенезе и катагене-

зе, в результате растворения и переотложения кремнезема.

СОЛЯНЫЕ ПОРОДЫ

Под соляными породами, или эвапоритами (лат. «еvарогаtе» –

пересыхать), понимают хемогенные осадочные образования, состоящие из

минералов класса сульфатов, хлоридов и некоторых других. Соляные породы

играют в составе стратисферы второстепенную роль, образуя слои и линзы

различной мощности. В некоторых районах они формируют в результате тек-

тонических движений соляные купола,

штоки и другие постседиментацион-

ные структуры. Встречаются в толщах разного возраста – от протерозойского

до современного.

Соляные породы классифицируют по происхождению и минеральному

составу. Выделяют лагунные и озерные образования, а также континенталь-

ные почвенные. Встречаются обломочные соляные породы – гипсовые пески

некоторых пустынь (табл. 10).

Главные минералы соляных пород: гипс, ангидрит, галит, сильвин,

карналлит, бишофит, полигалит. Второстепенные – кизерит, мирабилит,

глауберит, тенардит, астраханит, эпсомит, каинит, карбонаты (доломит, маг-

незит, сода), бораты (иньоит , гидроборацит, индерит), оксиды и сульфиды

железа. В качестве примесей в соляных породах присутствуют глинистый

материал (гидрослюды, палыгорскит, сепиолит), органическое вещество, ре-

же алевритовые и песчаные частицы кварца, полевых шпатов, слюд. Подоб-

ный минеральный состав определяет такие особенности соляных пород как

высокая растворимость в воде и слабых кислотах, низкая твердость и светлая

окраска –белая, светло-серая, голубовато

-серая и желтовато-серая, реже

красно-бурая. Органогенный материал присутствует только в качестве алло-

тигенной примеси.

Таблица 99

Классификация соляных пород [13]

Генезис Минеральный состав

сульфатные хлоридные смешанные

I. Хемогенные:

а) лагунные Ангидрит

Гипс

Галит с калийными

солями (хлоридами)

Галит с калийными со-

лями (хлоридами и

сульфатами)

б) озерные Гипс Галит Тенардит, глауберит с

галитом и мирабилитом

Гипсоносные

породы

Сода с галитом, мира-

билит и др.

Галит, мирабилит с ми-

нералами бора

в) континентальные

выпоты, выцветы

почвы и т.п.

Гипсоносные

породы (гажа)

Солончаки (глав-

ный минерал галит)

Солончаки (галит,

глауберит, гипс, сода,

селитра)

II. Обломочные:

а) континентальные

пустынные

Гипсовые пески – –

Текстуры соляных пород массивные, слоистые, сетчатые, сферолито-

вые, сталактитовые, пятнистые, брекчиевидные, плойчатые, сланцеватые.

Структуры – кристаллически-зернистые (от криптокристаллических до гру-

бозернистых), волокнистые, натечные, кристаллобластические, катакласти-

ческие.

Номенклатура соляных пород до настоящего времени не разработана.

Обычно породы, сложенные преобладающим минералом, получают одно-

именное название: «гипс», «ангидрит», «галит». Допустимы также такие

термины

как сильвинит, каменная соль, ангидритовая породы, гипсовая по-

рода. Наиболее распространены среди эвапоритов сульфатные породы (ан-

гидрит, гипс) и хлоридные (каменная соль, сильвинит).

СУЛЬФАТНЫЕ ПОРОДЫ

Ангидриты сложены минералом ангидритом. В виде примеси в них

встречается в небольшом количестве песчаный и глинистый материал, тонко-

зернистый доломит в виде сгустков, иногда аутигенный кальцит, а также

сульфаты натрия. Окраска пород чаще всего голубовато-серая, реже серая,

белая, иногда красновато-бурая и черная. Плотность составляет 2,9 г/см3, по-

ристость низкая. Структура ангидритов таблитчатая, спутанно-волокнистая,

сферолитовая.

Ангидриты слагают тонкие прослойки, пласты и линзы значительной

мощности. Они обычно переслаиваются с гипсом, каменной солью и глиной,

а также встречаются в виде небольших включений в каменной соли. Вблизи

дневной поверхности ангидрит подвергается гидратации и переходит в гипс

со значительным увеличением объема (на 30-32 %). При этом в них происхо-

дит изменение строения: развиваются гранобластовые и гетеробластовые

структуры, в слоистых ангидритах возникает мелкая складчатость –

плойчатость. Превращение ангидрита в гипс – процесс длительный, и, не-

смотря на склонность к гидратации, его можно встретить на поверхности

Земли.

Гипсы состоят в основном из минерала гипса. Окраска пород преиму-

щественно белая, серовато-белая. Встречается гипс, окрашенный в желтова-

тые и розоватые тона. Породы мягкие, чертятся ногтем , легкие (плотность

~2,3 г/см3), сильно уплотненные, поры практически отсутствуют. Структура

пород – кристаллически-зернистая (от мелко- до крупнозернистой), текстура

слоистая, волокнистая, сферолитовая или массивная. Розовый или красный

гипс с шелковистым отливом параллельно-волокнистого или столбчатого

строения называется селенитом. Он образует маломощные (до 20-30 см) про-

слои в гипсовых толщах и имеет вторичное происхождение (рис. 22).

Гипсовые породы встречаются в тесной ассоциации с ангидритами. На

глубине 150-200 м и более гипс переходит в ангидрит. Формы выделения

кристаллического гипса при этом весьма разнообразны. Встречаются ради-

ально-лучистые конкреционные выделения в глинах – «гипсовые розы».

Взаимодействие гипса с углеводородами приводит к образованию самород-

ной серы.

ХЛОРИДНЫЕ ПОРОДЫ

Каменная соль сложена галитом с примесью других хлоридов, сульфа-

тов, доломита, оксидов железа, глинистого и терригенного материала. Поро-

да имеет низкую плотность (~2,2 г/см3), небольшую твердость, низкую меха-

ническую прочность. Характерный диагностический признак породы –

соленый вкус. Окраска породы белая, светло-серая, иногда красная или си-

няя. Серая окраска связана с примесью ангидрита и обломочных частиц,

красная – гематита. Структура породы кристаллически-зернистая, часто

крупно- и грубозернистая (рис. 22). Седиментогенная каменная соль имеет

тонкую слоистость. Весьма разнообразны вторичные галитовые образования

в зоне выветривания.

Рис. 22. Соляные породы. ½ натуральной величины.

1 – гипс – селенит. 2 – каменная соль. Кунгурский район, Приуралье.

Толщи каменной соли имеют пластовое и линзовидное залегание и

вместе с сопутствующими глинами, ангидритами, линзами боратов и калий-

ных солей достигают по мощности до 2 км и даже более. Каменная соль об-

ладает высокой пластичностью и при погружении имеет свойство переме-

щаться под действием неравномерной нагрузки, прорывать вышележащие

осадочные толщи, образуя

купола (соляные диапиры), гребни, массивы высо-

той до 5-10 км.

Сильвинит состоит из сильвина (50-80 %) и галита (25-50 %) и содер-

жит небольшое количество ангидрита, сульфатов и хлоридов магния, глини-

стых минералов и других примесей. Эта соль обладают низкой плотностью

(~2,2 г/см3), невысокими твердостью (<2,5) и прочностью. Сильвиниты име-

ют горько-соленый вкус, легко растворяются

в воде. Окраска пород красная,

красновато-бурая и пестроцветная (пятна красного, синего и белого цвета).

Встречается молочно-белая окраска, связанная с многочисленными газово-

жидкими включениями в сильвине. Красновато-бурые сильвиниты имеют

тонкослоистую текстуру, обусловленную чередованием слойков сильвина,

галита и глинистого ангидрита толщиной 1-4 см; пестроцветные сильвиниты

обычно массивные или пятнистые.

Сильвиниты пространственно

связаны с каменной солью. Залегают они

в виде слоев и линз мощностью от долей до 20-25 м. В соленосных толщах

встречаются также карналлитовые, глауберитовые, бишофитовые, полига-

литовые, каинитовые, мирабилитовые и различные полиминеральные соля-

ные породы.

ОБРАЗОВАНИЕ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Осадочные горные породы образуются в экзогенных условиях на гра-

нице литосферы и

гидросферы или атмосферы. Несмотря на широкое пло-

щадное распространение, их доля в объеме земной коры до глубины 16 км

составляет лишь 5 %. Во многих районах присутствует только тонкая пленка

осадков толщиной в метры, а то и в сантиметры. И только в наиболее погру-

женных осадочных бассейнах мощность осадочных толщ достигает 20-23 км.

Стратисфера представляет собой как бы защитную твердую оболочку Земли,

отделяющую ее от экзосфер и Космоса и находящуюся в постоянном разви-

тии: здесь завершают свое существование эндогенные образования и зарож

даются новые осадочные горные породы. Исходным материалом для форми-

рования осадочных пород служат продукты механического разрушения и

химического разложения древних пород (магматических, метаморфических

или осадочных), жизнедеятельности организмов, вулканической деятельно-

сти, а также вода и воздух с растворенными в них компонентами.

Движущие силы процесса породообразования в основном экзогенные,

порожденные тепловой энергией

Солнца, притяжением Солнца и Луны, в

том числе биологическая деятельность. Ведущее значение имеет климат (ле-

довый, гумидный, аридный), определяющий породообразующую роль воды,

живых организмов и характер химических процессов в осадочных бассейнах.

Очень важную роль в накоплении и преобразовании осадков играют также

эндогенные явления, такие как тектонические колебания земной коры и теп

ловой поток Земли.

Осадочная горная порода – это агрегат минеральных или органических

или же тех и других продуктов, возникший на поверхности литосферы или

вблизи нее и существующий при термодинамических условиях, характерных

для приповерхностной части земной коры.

Осадочные породы отличаются от магматических и метаморфических

пород минеральным составом, строением, пониженными прочностью и плот-

ностью, наличием органических остатков в виде скелетных образований и

битуминизированного детрита. Значительный объем в осадочных породах

занимают пустоты (поры) между твердыми составляющими, заполненные

водой, воздухом, а в некоторых осадочных бассейнах – природными углево-

дородами, такими как нефть, газ и битумы.

Осадочное породообразование или литогенез представляет собой

сложное сочетание механических, физических, химических

и биологических

процессов формирования осадочного материала, его переноса, накопления и

преобразования осадка в осадочную горную породу при сравнительно низких

(первые сотни градусов) температурах и невысоких (до 300-400 МПа) давле-

ниях. Продолжительность этих процессов зависит от особенностей экзоген-

ных условий и может достигать сотен тысяч лет. Вновь возникшая порода

может существовать в

стратисфере сотни миллионов лет, вплоть до момента

ее разрушения при выходе на поверхность или превращения ее в метаморфи-

ческую породу в случае глубокого погружения.

В связи с многообразием механизмов образования и преобразования

осадков и их сильной зависимостью от тектонического режима, географиче-

ской и геологической обстановки среди литологов нет единства в вопросе

выделения и наименования исторических этапов этого процесса. Все же