К экзогенным относятся следующие процессы 1 Выветривание горных

К экзогенным относятся следующие процессы: 1. Выветривание горных пород и минералов; 2. Перенос продуктов выветривания; 3. Накопление осадков; 4. Диагенез; 5. Катагенез; Разрушение Перенос Аккумуляция

Процессы изменения горных пород на поверхности Земли под влиянием солнечных лучей, колебаний температуры воздуха, замерзающей в пустотах горных пород воды, кислорода, углекислоты, а также организмов, населяющих поверхность Земли, объединяют понятием выветривания. Различают физическое, химическое и биологическое выветривание. В природе они обычно проявляются одновременно. Особенно в тесном взаимодействии находятся химическое и органическое (биологическое) выветривания, поэтому эти два вида выветривания часто объединяются под названием биохимического.

Главными реакциями химического выветривания являются: - гидролиз, - гидратация, - окисление, - карбонатизация. Гидролиз минерала – это реакция его разложения под действием протонов Н+ молекул воды. Протоны как бы выталкивают более слабые катионы из структуры минерала, занимают их место, но тут же, прилипая к ближайшим кислородам, превращаются в ОН-группы. Например, гидролиз КПШ описывается реакцией: 4 * К [Al Si 3 O 8] + 22 H 2 O + 4 * CO 2 = Al 4 [Si 4 O 10] (OH)8 + 8 * Si (OH)4 КПШ каолинит ↓ * Si. O 2 * 16 H 2 O (опал) Продукты химического выветривания переносятся: 1) в истинных (ионных) растворах; 2) молекулярных растворах; 3) коллоидных растворах; 4) в виде растворимых металлорганических комплексов; 5) в сорбированном состоянии (на глинистых минералах, органических веществах, на коллоидных частицах).

Растворимость элементов в водных растворах можно оценить по величине ионного потенциала иона ИП = Wi / Ri, где Wi – валентность иона, Ri – его радиус. Катионы, у которых ИП ‹ 3, легко переходят в ионные растворы в природных водах. Это K, Na, Ca, Mg, Fe 2+, Li, Rb, Cs, Sr, Ba, Mn, Cu, La и др. Катионы, для которых 3, 0 ‹ ИП ‹ 12, образуют соединения нерастворимые в воде и они либо остаются в зонах выветривания в виде оксидов, гидроксидов, либо мигрируют в иных формах. Это – Fe 3+, Al, Mn 4+, Ti, Sn, Zr, Be и др. Катионы, для которых ИП › 12, соединяясь с кислородом, образуют комплексные ионы растворимые в воде. Это – S, P, C, B, N, Mn 7+, U 6+, V 5+. Они мигрируют в истинных растворах в виде комплексных ионов SO 2 -4, PO 3 -4, CO 2 -3, HCO-3, BO 3 -3, NO-3, Mn. O-4, UO 2+2, VO+2.

Химической дифференциации подвергаются продукты химического выветривания. Она заключается в том, что они осаждаются в порядке, обратном их растворимости. Осадочная химическая дифференциация отражена следующей схемой (по Пустовалову):

Внешняя часть литосферы, сложенная продуктами выветривания, называется корой выветривания. 1) подвижная – растворимые соединения: сода, сернокислые соли, щелочи и др. ; проникающая в продукты выветривания атмосферная вода растворяет их и выносит в более глубокие слои или за пределы материнской породы; 2) остаточные; они остаются на месте разрушения горной породы, так как являются устойчивыми для данных условий. почва зона оксидов и гидрооксидов зона глинистых минералов зона выщелачивания зона дезинтеграции коренные породы

В коре выветривания помимо вещественной и минералогической зональности установлена и геохимическая зональность – окислительно-восстановительная и щелочно-кислотная. В геохимической классификации кор выветривания А. И. Перельманом выделены ряды: - окислительный, - глеевый, - сероводородный (сульфидный).

Кислая кора выветривания образуется во влажном климате. Богатый растительный покров обуславливает здесь интенсивное поступление в кору из почвы углекислого газа, гумусовых кислот и других продуктов разложения растительных остатков. Для нейтрализации кислых продуктов в грунтовом растворе не хватает катионов, и реакция природных вод сохраняется кислой. Разложение минералов происходит в кислой среде, что благоприятствует переходу в раствор и выносу большинства ионов металлов и замещение ионом Н+ обменных катионов в поглощающих комплексах (глины, цеолиты). В кислой коре образуются каолинит, галлуазит и другие глинистые минералы. Наиболее интенсивно кислое выветривание протекает во влажных тропиках

Кора выветривания глеевого ряда формируется под глеевыми почвами, преимущественно на гумидных равнинах. Для кислой глеевой коры характерна кислая реакция среды, вынос катионов и образование глинистых минералов. Здесь высока миграционная способность Fe и Mn, частично P и некоторых др. Кислое глеевое выветривание широко распространено в северной части Западно-Сибирской низменности.

Сернокислая кора возникает при выветривании пород, богатых сульфидами (в первую очередь пиритом). Окисление сульфидных минералов при участии тионовых бактерий приводит к появлению свободной серной кислоты, а, следовательно, к резкому понижению р. Н среды. Начинается «сернокислое выщелачивание» , приводящее к высвобождению и вовлечению в процессы миграции ионов Zn, Cu, Cd др. металлов. Подобные коры выветривания лучше всего изучены на сульфидных месторождениях.

Диагенез – это совокупность процессов, происходящих в осадке и превращающих его в породу. Он начинается сразу после осаждения. Движущей силой диагенеза является физико-химическая неравновесность различных компонентов осадка друг к другу, к среде и к изменениям химизма среды. Диагенез – это длительная стадия. Она охватывает десятки-сотни тысяч лет. За это время минералы успевают подвергнуться гидролизу (разложению), а продукты гидролиза – претерпеть гидратацию, карбонатизацию.

Условная этапность диагенеза: 1. Растворение некоторых компонент осадка. Например: Са. СО 3 (раковина) + СО 2 + Н 2 О → Са(НСО 3)2 Морская вода – это ненасыщенный раствор и способна растворять. Растворению способствует СО 2, поступающий от разложения и окисления ОВ осадка. 2. Окисление ОВ. Окисление (разложение) органики сопровождается понижением окислительного потенциала среды (Еh) и повышением ее кислотности (p. H), т. к. СО 2 + Н 2 О → Н 2 СО 3 → Н+ + НСО-3 и из щелочной она станет кислой. При большом количестве ОВ в осадке на его окисление израсходуется весь кислород, и среда станет восстановительной углекислотной. 3. Восстановление химических элементов и перевод в раствор компонентов осадка с формированием из них новых минеральных (аутигенных) фаз. Например: 2 Fe 2 O 3 + C → 4 Fe. O + CO 2; Fe. O + 2 CO 2 + H 2 O → Fe(HCO 3)2 → Fe. CO 3 + CO 2 + H 2 O

4. Происходит взаимодействие верхней части осадка (20 -30 см) с наддонной водой. Это открытая система. Глубже – система является закрытой. Из осадка в природную воду поступают СО 2, H 2 S, H 2, CH 4, а в осадок из природной воды поступают O 2, SO 2 -4, Ca 2+, Mg 2+, причем первые два идут на окисление органики, а два последних – на образование аутигенных карбонатов (кальцит, доломит), ион SO 4 -4 идет частично на образование аутигенного гипса. Известковые осадки при поступлении Mg 2+ подвергаются доломитизации 5. Происходит образование аутигенных минералов в поровом пространстве осадка из элементов морской (поровой) воды и элементов, извлекаемых из различных компонентов осадка. Образуются: кальцит, доломит, сидерит, гипс, глинистые минералы, фосфаты Са (апатит), сульфиды железа (марказит, пирит, гидротроилит).

6. Образующиеся в порах осадка аутигенные минералы цементируют (скрепляют) частицы осадка друг с другом, превращая рыхлый осадок в сцементированную плотную породу Зона диагенеза чаще всего распространяется до глубин 300 -500 м. Иногда она заканчивается на глубине уже 80 м, а иногда протягивается до глубины 1200 м. При лавинной седиментации со скоростью 1000 мм / 1000 лет средняя продолжительность диагенеза составляет 300 -500 тыс. лет, а в целом диапазон охватывает от 80 тыс. лет до 1, 2 млн. лет.

Катагенез – это стадия глубинного преобразования осадочных пород под действием повышенных температур, давлений и подземных минерализованных вод. Зона катагенеза протягивается до глубины 5 км. Температура у кровли зоны – 30 -500 С, у подошвы – 150 -2000 С, давление от первых сотен бар до 1 -2 кбар. Длительность – от сотен миллионов лет до 1 -1, 5 млрд. лет. Катагенез делят на две стадии, которым отвечают разные по глубине зоны пород: 1. ранний; 2. поздний (глубинный).

Ранний катагенез охватывает толщу пород до глубины 2 -3 км. Здесь температура возрастает до 1000 С, давление – до 0, 8 кбар, пористость снижается от 20% до 15%. Происходит уплотнение пород, отжатие воды (иллюзионный процесс). Продолжаются процессы гидролиза силикатов, в результате которых они превращаются в глинистые минералы. Полевые шпаты – в смектиты (монтмориллонит) в щелочной среде, а в кислой среде – в каолинит. Мусковит в щелочной среде переходит в гидромусковит, а в кислой – в каолинит. Биотит в щелочной среде переходит последовательно в гидробиотит – вермикулит – глауконит – монтмориллонит, а в кислой среде – в хлорит → каолинит. Гидролиз, высвобождая щелочные элементы, увеличивает р. Н поровых вод (р. Н › 7), среда становится щелочной. Рост температуры увеличивает растворимость и растет минерализация вод от 1 -5 г/л вверху зоны до 200 г/л внизу (3 км).

Глубинный (поздний) катагенез протекает на глубинах 2, 5 -5 км. Температура здесь от 1000 С до 2000 С, давление – от 0, 8 кбар до 1, 5 кбар. Пористость уменьшается от 15% до 2%. Плотность глинистых пород увеличивается до 2, 6 г/см 3. Подземные воды в зоне являются высокоминерализованными (более 300 г/л) и становятся сульфатными (после выпадения карбонатов), глубже они становятся сульфатно-хлоридными, а еще глубже – хлоридными (после выпадения сульфатов гипса, ангидрита в твердую фазу). Поры заполняются аутигенными цементирующими минералами (кальцит, доломит, кварц, ангидрит и др. ). Происходит регенерация кварцевых зерен в песчаниках с зарастанием пор кварцевым цементом (регенерационным).