Kristalli slanetslar

Кристалли сланецлар - тўлиқ кристалланган метаморфик жинслар (қаранг Сланецлар).

Сланец - чо'кинди жинс. Сланец таркиби; лой минераллари ва кварц сланец - лой минераллари (сувли алюминий филлосиликатлар, масалан, каолин, Ал2Си2О5(ОҲ)4) ва бошқа минералларнинг майда бо'лаклари (лой о'лчамдаги заррачалар) аралашмасидан иборат бо'лган лойдан ҳосил бо'лган нозик танели, синган чо'кинди жинсдир. кварц ва калцит.[1] Сланец қалинлиги бир сантиметрдан кам бо'лган нозик қатламларга (ламиналарга) бо'линиш тенденцияси билан тавсифланади. Бу хусусият парчаланиш деб аталади.[1] Сланец энг кенг тарқалган чо'кинди жинсдир.[2] Сланец атамаси баъзан лойга бой бўлинувчи лой тоғ жинсларининг тор маъносида эмас, асосан лой жинсининг синоними сифатида кенгроқ қўлланади.[3]

Тузилиши

Сланец одатда турли даражадаги бо'линишни намоён қилади. Сланецдаги гил минерал парчалари параллел йўналганлиги сабабли у юпқа қатламларга бўлинади, кўпинча парчаланиб кетади ва одатда бир-биридан фарқ қилиб бўлмайдиган тўшак текисликларига параллел бўлади.[4] Таркиби ва заррачаларининг катталиги (0,0625 мм дан кам) бўлинмайдиган жинслар лойтош (1/3 дан 2/3 гача лой зарралари) ёки гилтошлар (1/3 дан кам лой) сифатида тавсифланади. Заррачаларининг ўлчамлари ўхшаш, аммо лойдан камроқ (2/3 лойдан кўп) ва шунинг учун ҳам майдароқ тошлар алеволитошлардир.[4][5]

Таркиби ва ранги

Оксидланиш даражаси ва органик углерод таркибига асосланган сланец учун ранглар жадвали Сланецлар одатда кулранг рангга эга бо'либ, улар гил минераллари ва кварц доналаридан иборат. Кичик таркибий қисмларнинг о'згарувчан миқдори қо'шилиши тош рангини о'згартиради. Қизил, жигарранг ва яшил ранглар темир оксиди (гематит - қизил), темир гидроксиди (гоэтит - жигарранг ва лимонит - сариқ) ёки слюзив минераллар (хлорит, биотит ва иллит - ко'катлар) ни ко'рсатади.[4] Оксидланган (темир) ҳолатдаги темирнинг қайтарилган (темир) ҳолатида темирга айланиши туфайли ранг қизилдан яшил рангга о'тади.[6] Қора сланец бир фоиздан ко'проқ углеродли материал мавжудлигидан келиб чиқади ва камайтирувчи муҳитни ко'рсатади.[4] Оч ко'кдан ко'к-яшил ранггача бо'лган сланецлар одатда карбонатли минералларга бой.[7] Лойлар сланецлар ва бошқа лой жинсларининг асосий таркибий қисмидир. Лой минераллари асосан каолинит, монтмориллонит ва иллитдан иборат. Сўнгги учламчи давр лойтошларининг гил минераллари кенгаювчи смектитлар бўлса, эски жинсларда (айниқса, ўрта ва эрта палеозой сланецларида) иллитлар устунлик қилади. Смектитнинг иллитга айланиши кремний, натрий, калций, магний, темир ва сув ҳосил қилади. Бу ажралиб чиқадиган элементлар аутиген кварс, черт, калцит, доломит, анкерит, гематит ва албитни ҳосил қилади, уларнинг барчаси сланецлар ва бошқа лой жинсларида жойлашган кичик (кварсдан ташқари) минералларга тегишли.[4] Оддий сланец 58% га яқин гил минераллари, 28% кварц, 6% дала шпати, 5% карбонат минераллари ва 2% темир оксидларидан ташкил топган.[8] Кварснинг катта қисми аутиген эмас (чо'килгандан кейин сланец ичида кристалланган) эмас, балки детритал (сланецни ҳосил қилган дастлабки чо'киндиларнинг бир қисми) [9].

Сланец ва бошқа лой жинсларида барча чо'кинди жинслардаги органик моддаларнинг тахминан 95 фоизи мавжуд. Бироқ, бу о'ртача сланецда масса бо'йича бир фоиздан камроқни ташкил қилади. Аноксик шароитда ҳосил бо'лган қора сланецлар темир темир (Фе2+) ва олтингугурт (С2−) билан бирга қайтарилган эркин углеродни о'з ичига олади. Аморф темир сулфид углерод билан бирга қора ранг ҳосил қилади.[4] Аморф темир сулфид аста-секин муҳим пигмент бо'лмаган пиритга айланганлиги сабабли, ёш сланецлар таркибида углерод миқдори (1% дан кам) бо'лса-да, темир сулфидидан анча қоронг'и бо'лиши мумкин, қадимги сланецда эса қора ранг. юқори углерод миқдорини билдиради.[7] Сланецларнинг аксарияти денгиздан келиб чиқади,[10] ва сланецли қатламлардаги эр ости сувлари ко'пинча шо'рланади. Сланец ярим ўтказувчан муҳит бўлиб, эриган тузларни сақлаган ҳолда сув ўтишига имкон берувчи далиллар мавжуд.[11][12]

Шаклланиш

Сланецни ташкил этувчи майда зарралар қумнинг катта зарралари чо'килганидан кейин ҳам узоқ вақт давомида сувда муаллақ туриши мумкин. Натижада, сланецлар одатда жуда секин ҳаракатланадиган сувда чо'кади ва ко'пинча ко'ллар ва лагунал конларда, дарё делталарида, сув тошқини текисликларида ва то'лқин базаси остидаги денгизларда топилади.[13] Қадимги қит'а чеккалари[13] ва о'рмон ҳавзалари[14] яқинида сланецнинг қалин конлари топилган. Энг кенг тарқалган сланец тузилмаларининг ба'зилари эпиконтинентал денгизлар томонидан чо'ктирилган. Қора сланецлар[8] Атлантика океанининг қирғоқларидаги бўр қатламларида кенг тарқалган бўлиб, улар Пангея парчаланиши пайтида Атлантика океанининг очилиши билан боғлиқ бўлган ёриқлар билан чегараланган бўғозли ҳавзаларда тўпланган. Бу ҳавзалар қисман тор Атлантикада қон айланиши чекланганлиги сабабли, қисман эса жуда иссиқ бўр денгизларида бугунги кунда чуқур океанларни кислород билан таъминловчи совуқ туби сувнинг айланиши йўқлиги сабабли аноксик эди.[15] Лойнинг ко'пчилиги агрегатлар ва флоккуллар шаклида ётқизилиши керак, чунки алоҳида лой зарраларининг чо'киш тезлиги жуда секин.[16] Лой жуда шо'рланган денгиз сувига дуч келганида флокуляция жуда тез содир бо'лади.[17] Алоҳида лой зарралари ҳажми 4 микрондан кам бо'лса, флокуляция натижасида ҳосил бо'лган лой зарралари бо'лаклари диаметри бир неча о'н микрондан 700 микронгача о'згаради. Флокулалар сувга бой бо'либ бошланади, лекин лой минераллари вақт о'тиши билан бир-бирига қаттиқроқ бог'ланганлиги сабабли сувнинг катта қисми флокулалардан чиқарилади (бу жараён синерез деб аталади).[18] Флокуляция инҳибе қилинган жойларда озуқани филтрлайдиган организмлар томонидан гил пеллетизацияси муҳим аҳамиятга эга. Филтрни озиқлантирувчилар АҚШ ко'рфази қирг'ог'и бо'йлаб йилига квадрат километрга тахминан 12 метрик тонна лой гранулаларини ишлаб чиқаради.[19] Чо'киндиларнинг то'планиши давом этар экан, эскироқ, чуқурроқ ко'милган чо'киндилар диагенездан о'та бошлайди. Бу асосан лой ва лой зарраларининг сиқилиши ва тошланишидан иборат.[20][21] Диагенезнинг эогенез деб таърифланган дастлабки босқичлари саёз чуқурликда (бир неча ўн метрлар) содир бўлади ва чўкиндиларнинг биотурбацияси ва минералогик ўзгаришлари билан характерланади, фақат бир оз сиқилиш кузатилади.[22] Диагенезнинг ушбу босқичида аноксик лойда пирит ҳосил бо'лиши мумкин.[8][23] Чуқурроқ дафн этиш мезогенез билан кечади, бу даврда сиқилиш ва тошбо'ронланишнинг катта қисми содир бо'лади. Чўкиндиларнинг устига ётқизилган чўкиндиларнинг босими ортиб бориши натижасида чўкинди доналари ихчамроқ тузилишга ўтади, эгилувчан доналар (масалан, гил минерал доналари) деформацияланади ва ғовак бўшлиқлари қисқаради.[24] Ушбу жисмоний сиқилишга қо'шимча равишда, кимёвий сиқилиш босимли эритма орқали амалга оширилиши мумкин. Донлар орасидаги алоқа нуқталари энг катта кучланиш остида бо'лади ва сузилган минерал доннинг қолган қисмига қараганда ко'проқ эрийди. Натижада, алоқа нуқталари эритилиб, доналарнинг яқинроқ алоқа қилишига имкон беради.[21] Айнан сиқилиш пайтида сланец о'зининг бо'линиш қобилиятини ривожлантиради, эҳтимол лой зарраларининг дастлабки очиқ рамкасини механик равишда сиқиш орқали. Заррачалар сланецга о'зига хос матони берадиган параллел қатламларга кучли ё'налтирилади.[25] Ажралиш сиқилиш жараёнининг бошида, нисбатан саёз чуқурликда пайдо бо'лиши мумкин, чунки бо'линиш қалин қатламларда чуқурликка қараб о'згармайди.[26] Каолинит парчалари бошқа гилларга қараганда параллел қатламларда текисланиш тенденциясига эга, шунинг учун каолинитга бой лой сланецга қараганда парчаланмайдиган лой тошларини ҳосил қилади. Бошқа томондан, қора сланецлар ко'пинча углеводород молекулаларининг гил заррачаларининг юзлари билан бог'ланиши туфайли жуда аниқ бо'линишга (қог'оз сланецларга) эга, бу эса заррачалар орасидаги бог'ланишни заифлаштиради.[27] Литификация сиқилишдан кейин содир бо'лади, чунки чуқурликдаги ҳароратнинг ошиши доналарни бир-бирига бог'лайдиган цемент чо'кмасини тезлаштиради. Босим эритмаси цементлашга ҳисса қо'шади, чунки зо'риқишли алоқа нуқталаридан эриган минерал сиқилмаган г'овак бо'шлиқларида қайта ётқизилади. Лой минераллари ҳам о'згариши мумкин. Масалан, смектит тахминан 55 дан 200 °C (130 дан 390 °Ф) гача бо'лган ҳароратларда иллитга айланади ва бу жараёнда сувни чиқаради.[8] Бошқа алтерация реакциялари 120 дан 150 °C (250 ва 300 °Ф) гача бо'лган ҳароратларда смектитнинг хлоритга ва каолинитнинг иллитга о'згаришини о'з ичига олади.[8] Ушбу реаксиялар туфайли иллит прекембрий сланецларининг 80% ни, ёш сланецларнинг 25% ни ташкил қилади.[28] Кўмилган сланецнинг томини ечиш диагенезнинг учинчи ва охирги босқичи бўлган телогенез билан кечади.[22] Эрозия ко'милиш чуқурлигини камайтирар экан, метеорик сувнинг янгиланган та'сири сланецда қо'шимча о'згаришларни келтириб чиқаради, масалан, сементнинг бир қисмини эритиб, иккиламчи г'овакликни ҳосил қилади. Пирит гипс ҳосил қилиш учун оксидланиши мумкин.[21] Қора сланецлар, айниқса оксидланмаган углеродга бой бо'лганлиги сабабли қоронг'и. Ба'зи палеозой ва мезозой қатламларида кенг тарқалган қора сланецлар аноксик, камайтирувчи муҳитда, масалан, тург'ун сувларда то'планган.

Углеводород манбаси сифатида

Сланец углеводородларнинг (табиий газ ва нефт) энг кенг тарқалган манбасидир.[8] Ко'пчилик сланец қатламларида қо'пол чо'киндиларнинг ё'қлиги чо'кма ҳавзаси сувларида кучли оқимларнинг ё'қлигини акс эттиради. Булар сувни кислород билан то'лдириши ва органик моддаларни то'планишидан олдин ё'қ қилган бо'лиши мумкин. Сланец то'шакларида карбонат жинсининг ё'қлиги, эҳтимол, аноксик муҳит туфайли карбонат скелетлари ажралиб чиқиши мумкин бо'лган организмларнинг ё'қлигини акс эттиради. Натижада, чо'кинди жинслардаги органик моддаларнинг 95% га яқини сланец ва бошқа лой жинсларида жойлашган. Алоҳида сланец қатламлари одатда тахминан 1% органик моддалар миқдорига эга, аммо энг бой манба жинсларида 40% органик моддалар бо'лиши мумкин.[36] Сланец таркибидаги органик моддалар вақт о'тиши билан асл оқсиллар, полисахаридлар, липидлар ва бошқа органик молекулалардан керогенга айланади, бу эса ко'милган чуқурликдаги юқори ҳароратларда кейинчалик графит ва нефтга айланади.[37]

Кончиликнинг тарихий терминологияси

ХИХ аср ўрталарига қадар шифер, сланец ва шист атамалари кескин ажратилмаган.[38] Эр ости ко'мир қазиб олиш контекстида сланец ХХ асрга қадар тез-тез шифер деб аталган.[39] Кўмир қатламлари билан боғланган қора сланец қора металл деб аталади.[40]

Манбалар

1. Блатт, Ҳарвей анд Роберт Ж. Траcй (1996) Петрологй: Игнеоус, Седиментарй анд Метаморпҳиc, 2нд эд., Фреэман, пп. 281–292 ИСБН 0-7167-2438-3
2. ^
3. ^
4. ^ Жумп уп то:^{а б c д э ф} Блатт, Ҳарвей анд Роберт Ж. Траcй (1996) Петрологй: Игнеоус, Седиментарй анд Метаморпҳиc, 2нд эд., Фреэман, пп. 281–292 ИСБН 0-7167-2438-3
5. ^
6. ^
7. ^ Жумп уп то:^{а б} Поттер, Майнард & Прёр 1980, п. 56.
8. ^ Жумп уп то:^{а б c д э ф г ҳ}
9. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, пп. 47–49.
10. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, п. 72.
11. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, п. 59.
12. ^
13. ^ Жумп уп то:^{а б} Блатт & Траcй 1996, п. 219.
14. ^
15. ^ Блатт & Траcй 1996, пп. 287–292.
16. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, п. 8.
17. ^
18. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, п. 9.
19. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, п. 10.
20. ^ Блатт & Траcй 1996, пп. 265–280.
21. ^ Жумп уп то:^{а б c} Боггс 2006, пп. 147–154.
22. ^ Жумп уп то:^{а б}
23. ^ Боггс 2006, п. 148.
24. ^
25. ^
26. ^
27. ^
28. ^ Боггс 2006, пп. 142, 145–154.
29. ^ Р. Зангерл анд Э. С. Ричардсон (1963) Тҳе палеоэcологиc ҳисторй оф тwо Пеннсйлваниан шалес, Фиэлдиана Мемоирс в. 4, Фиэлд Мусеум оф Натурал Ҳисторй, Чиcаго
30. ^ Жумп уп то:^{а б}
31. ^
32. ^ Р.М. Cовеней (2003) "Металлифероус Палеозоиc блаcк шалес анд ассоcиатед страта" ин Д.Р. Ленз (эд.) Геочемистрй оф Седименц анд Седиментарй Роcкс, Геотехт 4, Геологиcал Ассоcиатион оф Cанада пп. 135–144
33. ^
34. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, пп. 22–23.
35. ^ Поттер, Майнард & Прёр 1980, п. 14.
36. ^ Блатт, Миддлетон & Муррай 1980, пп. 396–397.
37. ^ Блатт, Миддлетон & Муррай 1980, пп. 397.
38. ^ Р. W. Раймонд (1881) "Слате" ин А Глоссарй оф Мининг анд Металлуригиcал Термс, Америcан Институте оф Мининг Энгинеэрс. п. 78.
39. ^ Алберт Ҳ. Фай (1920) "Слате" ин А Глоссарй оф тҳе Мининг анд Минерал Индустрй, Унитед Статес Буреау оф Минес. п. 622.
40. ^