Akumulasi hebat adalah batuan yang terbentuk sebagai akibat dari pergerakan dan distribusi puing - partikel mekanis mineral yang runtuh di bawah aksi konstan angin, air, es, gelombang laut. Dengan kata lain, ini adalah produk peluruhan dari pegunungan yang sudah ada sebelumnya, yang karena kehancuran, mengalami faktor kimia dan mekanik, kemudian, berada di kolam yang sama, berubah menjadi batuan padat.
Batuan terigenous merupakan 20% dari semua akumulasi sedimen di bumi, yang lokasinya juga beragam dan mencapai hingga 10 km di kedalaman kerak bumi. Pada saat yang sama, kedalaman batuan yang berbeda merupakan salah satu faktor yang menentukan strukturnya.
Pelapukan sebagai tahapan dalam pembentukan batuan terrigenous
Tahap pertama dan utama dalam pembentukan batuan klastik adalah penghancuran. Di manamaterial sedimen muncul sebagai akibat dari penghancuran batuan beku, asal sedimen dan metamorf yang tersingkap di permukaan. Pertama, pegunungan mengalami pengaruh mekanis, seperti retakan, penghancuran. Berikutnya adalah proses kimia (transformasi), sebagai akibatnya batuan berpindah ke keadaan lain.
Saat pelapukan, zat dipisahkan oleh komposisi dan bergerak. Belerang, aluminium, dan besi masuk ke atmosfer ke dalam larutan dan koloid, kalsium, natrium, dan kalium ke dalam larutan, tetapi silikon oksida tahan terhadap pelarutan, oleh karena itu, dalam bentuk kuarsa, ia secara mekanis menjadi fragmen dan diangkut oleh air yang mengalir.
Transportasi sebagai tahapan pembentukan batuan terrigenous
Tahap kedua, di mana batuan sedimen terrigenous terbentuk, adalah transfer material sedimen bergerak yang terbentuk sebagai hasil pelapukan oleh angin, air atau gletser. Pengangkut partikel utama adalah air. Setelah menyerap energi matahari, cairan tersebut menguap, bergerak di atmosfer, dan jatuh dalam bentuk cair atau padat di darat, membentuk sungai yang membawa zat dalam berbagai keadaan (larut, koloid atau padat).
Jumlah dan massa sampah yang terangkut tergantung pada energi, kecepatan dan volume aliran air. Jadi pasir halus, kerikil, dan terkadang kerikil diangkut dalam aliran cepat, suspensi, pada gilirannya, membawa partikel tanah liat. Batu-batu besar diangkut oleh gletser, sungai gunung dan aliran lumpur, ukuran partikel tersebut mencapai 10 cm.
Sedimentogenesis - tahap ketiga
Sedimentogenesis adalah akumulasi formasi sedimen yang diangkut, di mana partikel yang ditransfer berpindah dari keadaan bergerak ke keadaan statis. Dalam hal ini, diferensiasi kimia dan mekanik zat terjadi. Sebagai akibat dari yang pertama, partikel yang dipindahkan dalam larutan atau koloid ke kolam dipisahkan, tergantung pada penggantian lingkungan pengoksidasi dengan lingkungan pereduksi dan perubahan salinitas kolam itu sendiri. Sebagai hasil dari diferensiasi mekanis, fragmen-fragmen dipisahkan berdasarkan massa, ukuran, dan bahkan menurut metode dan kecepatan pengangkutannya. Sehingga partikel yang dipindahkan terendapkan secara merata dengan jelas, sesuai dengan zonalitas di sepanjang dasar seluruh cekungan.
dari kerikil), lanau halus, sering diendapkan dengan lempung, memanjang berikutnya.
Pembentukan tahap keempat - diagenesis
Tahap keempat dalam pembentukan batuan klastik adalah tahap yang disebut diagenesis, yaitu transformasi akumulasi sedimen menjadi batu padat. Zat yang disimpan di dasar cekungan, sebelumnya diangkut, mengeras atau hanya berubah menjadi batu. Selanjutnya, berbagai komponen terakumulasi dalam sedimen alam, yang membentuk ikatan yang tidak stabil secara kimia dan dinamis dan tidak seimbang, sehingga komponen mulaibereaksi satu sama lain.
Juga, partikel hancur dari silikon oksida stabil menumpuk di sedimen, yang berubah menjadi feldspar, sedimen organik dan lempung halus, yang membentuk lempung pereduksi, yang, pada gilirannya, semakin dalam 2-3 cm, dapat mengubah lingkungan pengoksidasi permukaan.
Tahap akhir: lahirnya batuan klastik
Diagenesis diikuti oleh katagenesis - suatu proses di mana metamorfosis batuan yang terbentuk terjadi. Sebagai hasil dari peningkatan akumulasi presipitasi, batu mengalami transisi ke fase rezim suhu dan tekanan yang lebih tinggi. Tindakan jangka panjang dari fase suhu dan tekanan seperti itu berkontribusi pada pembentukan batuan lebih lanjut dan terakhir, yang dapat bertahan dari sepuluh hingga satu miliar tahun.
Pada tahap ini, pada suhu 200 derajat Celcius, terjadi redistribusi mineral dan pembentukan mineral baru secara masif. Beginilah cara bebatuan hebat tercipta, contohnya dapat ditemukan di setiap sudut dunia.
batu karbonat
Apa hubungan antara batuan terrigenous dan karbonat? Jawabannya sederhana. Komposisi karbonat sering mencakup massa terrigenous (detrital dan liat). Mineral utama batuan sedimen karbonat adalah dolomit dan kalsit. Mereka dapat secara terpisah dan bersama-sama, dan rasio mereka selalu berbeda. Itu semua tergantung pada waktu dan metode pembentukan karbonatpengendapan. Jika lapisan terrigenous di batu lebih dari 50%, maka itu bukan karbonat, tetapi mengacu pada batuan klastik seperti lanau, konglomerat, batu kerikil atau batupasir, yaitu massif terrigenous dengan campuran karbonat, persentasenya adalah hingga 5%.
Klasifikasi batuan klastik berdasarkan derajat kebulatan
Batu klastik, klasifikasinya berdasarkan beberapa ciri, ditentukan oleh kebulatan, ukuran dan sementasi fragmen. Mari kita mulai dengan tingkat kebulatan. Ini memiliki ketergantungan langsung pada kekerasan, ukuran dan sifat pengangkutan partikel selama pembentukan batuan. Misalnya, partikel yang dibawa oleh ombak lebih halus dan hampir tidak memiliki tepi yang tajam.
Batu, yang semula lepas, disemen penuh. Jenis batu ditentukan oleh komposisi semen, dapat berupa tanah liat, opal, besi, karbonat.
Varietas batuan terrigenous menurut ukuran fragmen
Juga, batuan terrigenous ditentukan oleh ukuran fragmen. Tergantung pada ukurannya, batuan dibagi menjadi empat kelompok. Kelompok pertama termasuk fragmen, yang ukurannya lebih dari 1 mm. Batuan semacam itu disebut berbutir kasar. Kelompok kedua termasuk fragmen, yang ukurannya berkisar dari 1 mm hingga 0,1 mm. Ini adalah batupasir. Kelompok ketiga mencakup fragmen dengan ukuran mulai dari 0,1 hingga 0,01 mm. Kelompok ini disebut batuan lanau. Dan kelompok keempat terakhir mendefinisikan batuan lempung, ukuran partikel klastik bervariasi dari0,01 hingga 0,001mm.
Klasifikasi struktur klastik
Klasifikasi lain adalah perbedaan struktur lapisan klastik, yang membantu menentukan sifat pembentukan batuan. Tekstur berlapis mencirikan penambahan berurutan lapisan batuan.
Terdiri dari sol dan atap. Tergantung pada jenis pelapisan, dimungkinkan untuk menentukan dalam media apa batu itu terbentuk. Misalnya, kondisi pantai-laut membentuk lapisan diagonal, laut dan danau membentuk batuan dengan lapisan sejajar, aliran air - lapisan miring.
Kondisi terbentuknya batuan klastik dapat diketahui dari tanda-tanda lapisan permukaan, yaitu dengan adanya tanda-tanda riak, rintik hujan, retakan yang mengering, atau misalnya tanda-tanda laut. berselancar. Struktur batu yang keropos menunjukkan bahwa pecahan-pecahan tersebut terbentuk sebagai akibat dari pengaruh vulkanik, terrigenous, organogenik, atau supergen. Struktur masif dapat ditentukan oleh batuan dari berbagai asal.
Variasi batuan berdasarkan komposisi
Batu klastik dibagi menjadi polimiktik atau polimineral dan monomiktik atau monomineral. Yang pertama, pada gilirannya, ditentukan oleh komposisi beberapa mineral, mereka juga disebut campuran. Yang terakhir menentukan komposisi satu mineral (batuan kuarsa atau feldspar). Batuan polimiktik termasuk greywackes (termasuk partikel abu vulkanik) dan arkoses (partikel yang terbentuk sebagai akibat dari penghancuran granit). Komposisi terrigenousbatuan ditentukan oleh tahapan pembentukannya.
Menurut setiap tahap, bagian zatnya sendiri dalam rasio kuantitatif terbentuk. Batuan sedimen terrigenous, ketika ditemukan, dapat memberi tahu pada waktu apa, dengan cara apa zat bergerak di ruang angkasa, bagaimana mereka didistribusikan di sepanjang dasar cekungan, organisme hidup apa dan pada tahap apa mengambil bagian dalam formasi, dan juga di bagaimana kondisi batuan terrigenous yang terbentuk berada.
