Учебное пособие по курсу «Геохимия»

Скачать 0.84 Mb.

Название	Учебное пособие по курсу «Геохимия»
страница	5/6
Дата публикации	03.01.2015
Размер	0.84 Mb.
Тип	Учебное пособие

100-bal.ru > Химия > Учебное пособие

1 2 3 4 5 6

16. Геохимия экзогенных процессов.
Экзогенными называют следующие процессы:

Выветривание горных пород и минералов;
Перенос продуктов выветривания;
Накопление осадков;
Диагенез;
Катагенез;
Метагенез.

Подробно эти процессы рассматриваются в науке Литология. Здесь же мы рассмотрим главные геохимические особенности этих процессов.
16.1. Выветривание.
Выветривание – это совокупность процессов механического и химического преобразования пород и минералов под действием экзогенных факторов (свободный кислород, вода и растворенные в ней вещества, колебания температуры и др.) Различают физическое и химическое выветривание. Физическое выветривание – это механическое разрушение пород и минералов. Количественно оно всегда преобладает и наиболее интенсивно протекает в районах с сухим жарким климатом. Физическое выветривание не меняет химизма исходных пород и минералов за исключением того, что возрастает окисленность элементов переменной валентности. Химическое выветривание – это химическое разложение минералов выветриваемых пород. Устойчивость породообразующих силикатов к химическому выветриванию можно описать последовательностью обратной ряду Боуэна. В отношении других минералов можно отметить, что более устойчивыми являются кислородсодержащие минералы катионов высокой валентности (рутил T₂O₂, корунд Al₂O₃, циркон Zr[SiO₄], кварц SiO₂ и др.). Наименее устойчивыми являются сульфиды.

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 Si₃O₈] + 22H₂O + 4 _* CO₂ = Al₄ [Si₄O₁₀] (OH)₈ + 8 _*Si (OH)₄

КПШ каолинит ↓

8 _* SiO₂ _* 16 H₂O (опал)
Эта реакция помимо гидролиза КПШ демонстрирует также гидратацию и карбонатизацию продуктов разложения КПШ. В условиях тропического климата гидролизу подвергается и каолинит по реакции:

Al₄ [Si₄O₁₀] (OH)₈ + 10 _*H₂O = 4 _* Al (OH)₃ + 4_*Si (OH)₄ (или 4 _* SiO_{2 *}8 _* H₂O).
В условиях наиболее полного (глубокого) гидролиза в продуктах оказываются гидроксиды металлов, что и наблюдается в условиях тропиков. Гидролиз, сопровождаемый окислением железа и серы, можно продемонстрировать реакциями химического выветривания пирита:

2_*FeS₂ + 2 _* H₂O + 7 _*O₂ = 2 _* FeSO₄ + 2H₂SO₄ ; FeSO₄+ H₂O + O₂ = Fe (OH)₃ + H₂SO₄
В итоге, в результате химического выветривания образуются глинистые минералы, гидрокарбонаты, опал, гидроокислы металлов, сульфаты и др. Гидролиз, карбонатизация, гидратация сопровождают разложение диопсида:

CaMg [Si₂O₆] + 6 _* H₂O + 4 _* CO₂ = Ca (HСO₃)₂ + Mg (HСO3)₂ + 2 _* SiO₂ _* 4H₂O
16.2. Перенос, осаждение и дифференциация продуктов выветривания.
Продукты выветривания переносятся в бассейны осадонакопления водой, ветром, льдом, силой тяжести. Главным является водный перенос, характерный для зон гумидного климата. Продукты физического выветривания переносятся в виде твердых частиц волочением и во взвешенном состоянии. Продукты химического выветривания переносятся: 1) в истинных (ионных) растворах; 2) молекулярных растворах; 3) коллоидных растворах; 4) в виде растворимых металл-органических 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, Fe²⁺, 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 – Fe³⁺, Al, Mn⁴⁺, Ti, Si, 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, Mn⁷⁺, U⁶⁺, V⁵⁺. 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, MnO^-₄, UO²⁺₂, VO⁺₂.

Главным конечным пунктом сноса продуктов выветривания является мировой океан, где они и осаждаются. В процессе переноса и осаждения продуктов выветривания они подвергаются механической и химической осадочной дифференциации. Механическая дифференциация заключается в разделении частиц по размеру, удельному весу, форме. Чем меньше размер частиц и интенсивнее динамика водного потока, тем дальше частицы уносятся от мест выветривания. Поэтому осаждаться они будут в следующей последовательности: глыбы → брекчии → конгломераты → гравий → песок → алевриты → пелиты. Дифференциация по удельному весу переносимых частиц заключается в том, что чем больше удельный вес частиц, тем меньше дальность их переноса и осаждаться они будут в более грубозернистых механических осадках. Следствием этого является образование россыпей тяжелых минералов (d › 4 г/см³) в песках, гравии и даже в конгломератах. Образуются россыпи золота, платины, циркона, рутила, ильменита, титанита, касситерита и др. Дифференциация по форме заключается в том, что при всех прочих равных условиях раньше других осаждаются изометрические зерна, затем удлиненные зерна, а листоватые, чешуйчатые, пластинчатые зерна уносятся дальше всех и поэтому осаждаться могут с более тонкими осадками. Например, мелкие чешуйки слюды в глинистых осадках.

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):

п е р е н о с

Окислы Fe,Al ← Окислы Mn ← SiO₂ ←	Глауконит (Fe³⁺ › Fe²⁺) ← Шамозит (Fe³⁺ ‹ Fe²⁺) ←	Сидерит FeCO₃ ← Глины ← Мергели ← Кальцит CaCO₃ ← Доломит CaMg(CO₃)₂ ←	Гипс CaSO₄ _* 2H₂O ← Ангидрид CaSO₄ Галит NaCl ← Сильвин KCl ← Бишофит MgCl_{2 *} 6H₂O ← и др. соли
Аллотигенные окислы Eh › 0 pH › 7,5	Аутигенные силикаты железа Eh ‹ 0	Глины, Карбонаты Eh ‹ 0 pH › 7,8	Соли pH › 7,8 Eh › 0

Гумидный тип литогенеза Аридный тип литогенеза

Образующиеся при химическом выветривании оксиды железа и алюминия нерастворимы в воде и поэтому формируют осадки уже в зонах выветривания (например, в корах выветривания), либо сносятся механическим путем в тонкодисперсном виде в ближайшие болота, озера и тоже остаются на континенте. Но большая часть этих оксидов в виде коллоидных растворов достигает морей, океанов. На границе река-море коллоидные растворы разрушаются под воздействием ионов морской воды, частички слипаются, укрупняются и разносятся в виде мути по шельфу и далее по всей акватории. В застойных участках шельфа они осаждаются и, накапливаясь, образуют месторождения железных руд и бокситов. Оксиды марганца (Mn⁴⁺) тоже нерастворимы за исключением

Mn²⁺ (Mn (HCO₃)₂растворим в воде) и Mn⁷⁺(ион MnO^-₄ растворим в воде). Поэтому часть оксидовMn остается на континенте, но большая часть достигает морей в коллоидных растворах, которые сразу разрушаются, частички слипаются и разносятся. В застойных прибрежных участках они могут дать месторождения. Эти месторождения Mn и Fe, располагаясь на шельфе, находятся в кислородной зоне Мирового океана. Кремнезем SiO₂ несколько более подвижен, чем Fe, Mn, Al, т.к. обладает заметной растворимостью и в ионной и молекулярной формах. Переносится он и в коллоидных растворах. Попадая в Мировой океан, кремнезем остается в растворе. Щелочная морская вода и коллоидные его частицы переводит в раствор. Осаждается кремнезем главным образом биогенным путем. Например, оболочки клеток диатомовых водорослей сложены опалом. После отмирания водорослей на дне накапливаются кремнистые илы. Они распространены на шельфе, также на континентальном склоне и в ложе океана.

На края шельфа и в верхней части континентального склона, т.е. на границе кислородной (окислительной) и углекислотной (восстановительной) зон океана, разносимые по акватории тонкие частицы гидрооксидов Fe³⁺, в осадке с периферии начинают восстанавливаться (т.е. Fe³⁺ → Fe²⁺) и переходить в форму Fe(HCO₃)₂, которая растворяется, поставляя в среду осадка ионы Fe²⁺. Эти ионы Fe²+ вместе с органогенным кремнеземом и другими компонентами осадка порождают силикат железа – глауконит. В нем ионы Fe³⁺ преобладают над Fe²⁺, и это маркирует место его образования на границе шельфа и континентального склона. У этой же границы, но чуть ниже по континентальному склону железо связывается в другом силикате – шамозите, в котором уже ионы Fe²⁺ преобладают над Fe³⁺. Вмещающими для глауконита, чаще всего, являются песчаные осадки, а для шамозита – алевритовые. Еще ниже, в средней части континентального склона, т.е. в восстановительной (углекислотной) зоне, ионы Fe³⁺ совсем исчезают и в осадках, обогащенных железом, при их диагенезе образуется карбонат двухвалентного железа – сидерит в виде пластовых залежей или конкреции в глинистых породах. Начиная с зоны образования сидерита и глубже, т.е. на нижней половине континентального склона и в океаническом ложе господствуют глинистые осадки, т.е. самые тонкие осадки, местами сменяемые мергелями, органогенными известняками, доломитами. На этом заканчивается ряд осадков, образующихся в условиях гумидного литогенеза. А в аридном типе литогенеза с известняков и доломитов все только начинается, но карбонаты здесь другие, они - хемогенно-осадочные и образуются вследствие упаривания морской воды в мелководных заливах, лагунах морей в аридном климате. Сначала осаждается кальцит, затем доломит. Порядок осаждения здесь регулируется ионной растворимостью, а это значит – концентрацией ионов в воде. Концентрация же обуславливается степенью упаривания морской воды. Поэтому с увеличением степени упаривания последовательно осаждаются: гипс, ангидрит – галит NaCl – сильвин KCl – карналлит КCl _*MgCl₂ _* 6H₂O– бишофит MgCl₂ _* 6H₂O и др.
16.3. Диагенез.
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. Осадок – смесь разных по восстановленности-окисленности компонентов, по щелочности-кислотности компонентов, по растворимости компонентов и по другим параметрам. Поэтому возникают силы, приводящие компоненты осадка в равновесие друг с другом. Например, в осадке имеются окислы Fe, Mn, которые неравновесны с органическим веществом осадка, т.к. оно представляет собой восстановленную форму по углероду и водороду. Органическое вещество осадка неравновесно и с иловой водой осадка, т.к. в ней изначально есть свободный кислород, создающий окислительную среду. Иловая вода осадка стремится придти в химическое равновесие с компонентами осадка и поэтому, стремясь достичь насыщения, она будет растворять (до насыщения) компоненты осадка. Более того, иловая вода будет частично отбирать у глинистых минералов, коллоидных частиц, частиц органики, принесенные ими в осадок химические элементы в сорбированном виде, т.е. будет стремиться придти в равновесие и по этим элементам. Обобщая, можно сказать, что движущей силой диагенеза является стремление системы (осадка) понизить свою энергию Гиббса путем выравнивания химических потенциалов химических элементов всех компонент осадка и среды, т.е. каждый химический элемент стремится, чтобы его химический потенциал в каждом компоненте осадка и в среде был одинаковым и этим самым внести свой вклад в понижение энергии Гиббса системы осадка в целом. Важную роль в диагенезе играет органическое вещество осадка, которое в своем стремлении уравнять химические потенциалы своих химических элементов со средой и другими компонентами осадка, начинает разлагаться, поглощая из среды кислород и выделяя в нее CO_2,H₂S, H₂O_иорганические кислоты (при неполном разложении). Поэтому среда будет меняться и по химизму, и по Eh, pH. Это заставит осадок вновь устранять неравновесность среды и компонент осадка. Диагенез длится десятки-сотни тысяч лет, и за это время в осадке успевают произойти большие изменения, образуются новые (аутигенные) минералы, которые сцементируют частицы осадка и сделают его породой.

Выравнивания химических потенциалов химических элементов в осадке сопровождается следующими процессами:

Растворение некоторых компонент осадка. Например:

СаСО₃ (раковина) + СО₂ + Н₂О → Са(НСО₃)₂

Морская вода – это ненасыщенный раствор и способна растворять. Именно она и пропитывает осадок. Растворению способствует СО₂, поступающий от разложения и окисления ОВ осадка.

Окисление ОВ. Например: С₆Н₁₂О₆+ 6 _* СО₂ + 6 _* Р₂О. Видно, что окисление (разложение) органики сопровождается понижением окислительного потенциала среды (Еh) и повышением ее кислотности (pH), т.к. СО₂ + Н₂О → Н₂СО₃ → 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. Для окисления следующих порций ОВ будет расходоваться кислород от сульфат-иона SO^2-₄ морской воды с помощью сульфат-редуцирующих бактерий и среда станет восстановительной углекислотно-сероводородной

4СН₂О + SO₄ → H₂S + 4 _* CO₂ + 3 _* H₂ или SO^2-₄ + 2 _* C⁴ + H₂ → 2 _* CO₂ + H₂S.

В 1 г ила – до 1000000 бактерий.

Восстановление химических элементов с переводом в раствор компонентов осадка и формированием из них новых минеральных (аутигенных) фаз. Например:

2 _* Fe₂O₃ + C → 4 FeO + CO₂; FeO + 2CO₂ + H₂O → Fe(HCO₃)₂ → FeCO₃ + CO₂ + H₂O

Подобным же образом восстанавливаются ионы Mn⁴⁺, V⁵⁺, U⁶⁺ и др. до состояний Mn²⁺, V³⁺, U⁴⁺, причем вследствие этого марганец повышает свою подвижность, а V, U - понижают ее. В верхней зоне осадка глубиной от п _* 1 см до п _* 10 см среда обычно окислительная, а глубже – восстановительная. Восстановлению химических элементов в осадке могут помогать и бактерии, разлагающие ОВ и поставляющие С, Н, необходимые для восстановительных реакций, отмеченных выше.

Продолжаются реакции химического выветривания (гидролиз, гидратация, карбонатизация), начатые еще на суше в зонах выветривания. В осадках еще много полевых шпатов, слюд, амфиболов, которые не успели разложиться, т.к. стадии выветривания и переноса – это короткие по времени стадии.

Диагенез – это длительная стадия. Она охватывает десятки-сотни тысяч лет. За это время указанные минералы успевают подвергнуться гидролизу (разложению), а продукты гидролиза – претерпеть гидратацию, карбонатизацию. Нередко бывает, что в осадок поступает свежий вулканический материал, который не проходил стадию выветривания. Такой материал в диагенезе претерпевает более интенсивные преобразования реакциями гидролиза, гидратации и карбонатизации.

Происходит взаимодействие верхней части осадка (20-30 см) с наддонной водой. Это открытая система. Глубже – система является закрытой. Из осадка в природную воду поступают СО₂, H₂S, H₂, CH₄, а в осадок из природной воды поступают O₂, SO^2-₄, Ca²⁺, Mg²⁺, 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 Mg²⁺ подвергаются доломитизации.
Происходит образование аутигенных минералов в поровом пространстве осадка из химических 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). Например, Са(HCO₃)₂ → CaCО₃↓ + CO₂ + H₂O при уменьшении Рсо₂ или при уменьшении кислотности и возрастании щелочности среды. Другой пример, 2 _* Fe₂O₃ + C → 4FeO + CO₂ ; FeO + H₂S + n _* H₂O → FeS _* n H₂O + H₂O. Здесь образуется гидротроилит, который позднее перейдет в марказит или пирит FeS₂. Образующиеся в порах осадка аутигенные минералы цементируют (скрепляют) частицы осадка друг с другом, превращая рыхлый осадок в сцементированную плотную породу.
Перераспределение вещества и образование конкреций происходит в осадке из-за его первичной неоднородности. Эта миграция усиливается при неоднородном распределении в осадке ОВ. Разлагаясь, ОВ создает вокруг себя восстановительную среду, чаще кислую, а иногда и щелочную. В участках отсутствия ОВ среда долго сохраняется щелочной и менее восстановительной. Создается градиент в среде осадка по рН и Еh. Это усиливает локальную миграцию вещества в слое осадка и приводит к образованию конкреций (кальцитовых, сидеритовых, опаловых, халцедоновых, фосфоритовых, пиритовых, марказитовых и др.), а также к обогащению отдельных участков и прослоев осадка теми или иными аутигенными минералами. Например, в участках кислой среды идет растворение и удаление карбонатов и осаждение кремнезема, а в участках со щелочной средой, наоборот, растворяются и удаляются опаловые компоненты и осаждаются карбонаты.

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 1000мм/1000лет средняя продолжительность диагенеза составляет 300-500 тыс. лет, а в целом диапазон охватывает от 80 тыс. лет до 1,2 млн. лет. Глубина диагенетических преобразований напрямую зависит от длительности диагенеза, а длительность связана обратной зависимостью со скоростью осадконакопления. Поэтому, чем меньше скорость осадконакопления, тем интенсивнее диагенез и меньше рассеянного ОВ сохранится в породе. Наоборот, чем больше скорость осадконакопления, тем слабее диагенез и тем больше рассеянного ОВ сохранится в породе.

Диагенез наиболее интенсивно протекает в глинистых осадках. В верхнем слое илистого осадка содержится 80-90% воды. На глубине 80 м остается 40% воды, а на глубине 1200 – 20% воды. Эти проценты означают и пористость осадка. Видно, что с глубиной она уменьшается и осадок уплотняется. Температура на подошве зоны диагенеза может достигать 30-50⁰С.

В песчаных осадках диагенез протекает слабо, т.к. они бедны ОВ. Пески почти не уплотняются (т.к. зерна касаются друг друга и их трудно дополнительно сблизить). Аутигенное минералообразование в песчаных осадках определяется главным образом взаимодействием захороненных в осадке морских вод и поступающих в песчаные пласты иловых растворов (элизионных вод) из нижележащих уплотняющихся глинистых осадков и пород.

Растительное ОВ в диагенезе превращается в торф.

16.4 Катагенез.

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 – 30-50⁰С, у подошвы –

150-200⁰С, 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 100⁰С, 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. По вулканическим пироксенам, амфиболам развиваются хлориты. Вулканическое стекло (пепел) превращается в хлориты → смектиты, а стекла кислого состава – в цеолиты. Этот гидролиз, высвобождая щелочные элементы, увеличивает рН поровых вод (рН › 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). Гидрокарбонатные воды с глубиной сменяются гидрокарбонатно-сульфатными вследствие высаживания части карбонатов. Аморфные диатомиты, трепелы превращаются в опоки вследствие уплотнения, но остаются опаловыми, а по опалу развивается кристобалит и халцедон.

Торф переходит в бурый уголь. За счет животного ОВ начинают формироваться нефтяные углеводороды, но еще в незначительном количестве (сотые доли процента от содержания ОВ). Глинистые породы могут играть роль манометра через свою плотность, которая у них линейно увеличивается от 1,3 г/см³ (на глубине 80 м) до 2,0 г/см³ (на глубине 3 км), а углистое вещество может играть роль термометра, т.к. содержание С_орг в нем линейно увеличивается от 60% на глубине 80 м до 70% на глубине 2,5 км, что отвечает увеличению температуры среды от 40⁰С до 100⁰С.

Глубинный (поздний) катагенез протекает на глубинах 2,5-5 км. Температура здесь растет от 100⁰С до 200⁰С, давление – от 0,8 кбар до 1,5 кбар. Пористость уменьшается от 15% до 2%. Плотность глинистых пород увеличивается до 2,6 г/см³. 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). Развивается процесс гидрослюдизации (иллитизации) и хлоритизации монтмориллонита, но не в больших масштабах. Структура иллита более плотная, чем у монтмориллонита и это стимулирует процесс гидрослюдизации по схеме:

3KAl₂ [Si₄O₁₀](OH)₂ _* nH₂O → 2KAl₂[AlSi₃O₈](OH)₂ (иллит) + 6_* Si(OH)₄ + K⁺

Высвобождаемый кремнезем вместе с излишками порового раствора выжимается из уплотняющихся глин в соседние песчаные породы, где образует кремнистый цемент. Этот кремнезем цементирует и сами глинистые породы, превращая их в аргиллиты.

Карбонатные породы перекристаллизовываются в мраморы. Исчезает опал. Бурый уголь переходит в каменный уголь и содержание углерода в них повышается до 80%. Глубинный катагенез является главной фазой нефтеобразования из рассеянного животного ОВ в интервале температур 60-150⁰С.
16.5. Метагенез.
Он протекает на глубинах 5-10 км при температурах 200-300⁰_Си давлении 2-3 кбар. Пористость практически исчезает вследствие перекристаллизации всех пород. Глинистые минералы трансформируются в хлорит и серицит. Глинистые породы переходят в глинистые сланцы и филлиты, песчаники – в кварцитовидные песчаники. Халцедон замещается кварцем. Появляются K-Na-ПШ (микроклин, альбит, олигоклаз, эпидот, цоизит и др.). Каменный уголь переходит в антрацит (С ≥ 95%). Исчезновение глинистых минералов является границей перехода метагенеза в метаморфизм.

1 2 3 4 5 6

	Учебное пособие по курсу «Лыжный спорт» Техника и методика обучения классическим лыжным ходам. Учебное пособие по курсу «Лыжный спорт» /фгбоу спо «бгуор». Брянск, 2014		Учебное пособие к курсу “Upstream” Уровни А2―В1 Издательство «мгимо-университет» Учебное пособие предназначено для студентов 2 курса факультета мэо, которые изучают английский как второй иностранный язык
	Учебное пособие включает материалы лекционных занятий по курсу «Социология... Учебное пособие предназначено для студентов всех форм обучения всех специальностей, кроме специальностей социально-экономического...		А. Л. Темницкий Социологические исследования Учебное пособие предназначено для студентов и аспирантов высших учебных заведений, заинтересованных в исследовательском воплощении...
	Учебное пособие по курсу «Философия науки» Литература, карточка обеспеченности учебной литературой по курсу библиотекой вгпу		Учебное пособие по курсу «Управление качеством» (практикум) Учебное пособие предназначено для студентов экономических специальностей, разработано на основе государственных стандартов по специальностям...
	Учебное пособие по курсу “Технология приборостроения” Москва,1998		Психология Учебное пособие Учебное пособие предназначено для студентов заочного отделения и обучающихся в сокращенные сроки
	Учебное пособие М.: Руссобит-М, 2001. 1 Cd-rom математика. 5 класс....		Учебное пособие Тамбов 2002 г. Авторы составители: Кузьмина Н. В,... Учебное пособие «Создание Web-сайтов» предназначено для слушателей курсов повышения квалификации на базе Тамбовского рц фио по программе...
	Учебное пособие представляет собой материалы к курсу «Немецкий язык» Материалы к курсу «Н язык». Казань: Казанский государственный университет, 2009. 40 с		Учебное пособие «Желтухи у новорожденных и детей раннего возраста» Учебное пособие предназначено для послевузовского образования врачей: педиатров и общей практике
	Рекомендации по выполнению и защите. Учебное пособие Настоящее учебное пособие обсуждено и одобрено учебно-методической комиссией факультета психологии 17 мая 2001 года		Учебное пособие по политологии. Владикавказ: 2015 г Учебное пособие предназначено для студентов очной и заочной формы обучения направления "бакалавр", преподавателей, аспирантов
	Учебное пособие Омск-2003 удк 5(075) ббк 20я73 Л 83 Сборник заданий по курсу “Концепции современного естествознания” : Учеб пособие Омск: Изд-во Омгту, 2003. 68с		Учебное пособие Печатается по решению Учебно-методической комиссии... Учебное пособие предназначено для студентов, изучающих дополнительные разделы сейсморазведки

Учебное пособие по курсу «Геохимия»

Похожие: