1. Литология как наука и ее задачи Общие сведения о минеральном и химическом составе осадочных пород

• Название: 1. Литология как наука и ее задачи Общие сведения о минеральном и химическом составе осадочных пород
• Дата: 24.05.2018
• Размер: 0.94 Mb.
• Имя файла: litologia.doc
• Тип: Документы; #44816
• страница: 4 из 4

- каолинитовые глины явл. рез-том выветривания алюмосиликатных г.п. Они образуются в континент. усл. в кислой среде .

- монтмориллонитовые глины отн. к категории редких, рез-тат подводного хим. разложения вулканического пепла, возникают в виде кор выветривания по ультрабазитам, характерна слабощелочная среда.

- гидрослюдистые наиболее распространенный тип глинистых пород. Образ-ся в рез-те переотложения продуктов мех-ой и глинистой коры выветривания.

По условиям образования глинистые породы бывают:

-Морские глины обладают повышенным содержанием орг. в-ва, а также малых эл-ов (U,V,Mo,Ni,Co,Cu) глины в основном полиминеральные, но встречаются мономинеральные монтмориллонитовые.

- Дельтовые глины содержат в качестве примеси алевритовый и песчаный материал в кол-ве больше, чем в морских. Глины в осн. полимин. и гидрослюд.

- Лагунные. Принято подразделять на гумидные и аридные.Гумидные в осн.гидрослюд, содерж. рассеянные орг. в-ва. Аридные м/б гидрослюд, содерж. примесь хлорита и монтмориллонита, органика отсутствует.

-Озерные полиминеральные (каолинит, монтмориллонит, гидрослюда, хлорит)

- Пойменные обычно различного состава и содержат примесь песчано-алевритового материала.

27. Хемогенные и биогенные породы.

-карбонатные

- соляные

-кремнистые

-фосфатные

-глиноземистые

-железисто-марганцевые

Согласно классификации, образуют единый иерархический класс. Они играют значительную роль в строении осадочной оболочки планеты, составляя до 25 % всей массы осадочных пород. Наи­более развиты карбонатные породы, широко распространены соляные, остальные имеют ограниченное распространение. По­роды этого класса практически все поликомпонентны, за исключением некоторых разновидностей известняков, доломитов и солей. Они служат важным сырьем для выплавки металлов, на­ходят широкое применение в строительном деле, химической промышленности, сельском хозяйстве и других сферах дея­тельности человека.

Для хемогенных пород единой классификации не существует , удобной является классификация по размерам и форме. Типичной является: крупно-, средне-, микрозернистая (по размеру). Волокнистая, оолитовая, сферолитовая (по форме)

Для биогенных пород структуры определяются количеством и степенью сохранности органического материала. Выделяют следующие структуры: 1)биоморфная – порода сложена органогенными обламками хорошей сохранности в количестве 20-30% 2) детритовая – порода полностью состоит из обломков скелетов, размером более 0,1 мм 3) биогенно - шламовая – порода полностью состоит из раздробленных облом, размером менее 0,1 мм.

28. Карбонатные породы.

Известняк - одна из наиболее распространенных карбонат­ных пород. Их основная составная часть — кальцит. Главней­шие примеси в известняках представлены доломитом, магнези­том, глинистыми минералами, тонкодисперсным органическим веществом. Известняки имеют различное строение. Среди седиментогенных текстур обычны массивная и слоистая. Вторичные тек­стуры— стилолитовая, сутурная и более редкая —фунтиковая. Образуются: *мелководные бассейны – поздний протерозой. *глубоководные бассейны – редкие в прошлом и более обычны ныне. *Пещерные натечные формы (сталактиты, сталагмиты) и гидротермалиты – древние и современные.

Растворимость карбоната кальция. *CaCO₃+H₂O+CO₂ = Ca(HCO₃)₂ *CaCO₃ меньше растворим в теплых водах, чем в холодных *СaCO₃ осаждается в теплых мелких водах, но имеет повышенную растворимость на глубине в более холодных водах. *CO₂ в растворе буферирует концентрирование карбонат иона (СO₃^-2) *Возрастание давления повышает концентрации HCO₃^-1 и CO₃^-2 (продукты реакции растворения) в морской воде. * СaCO_3, более растворим при более высоких давлениях и понижении t. *Благоприятная среда pH =8,4.

Чем меньше глубина, тем больше скорость образования CaCO₃.

Контроль карбонатонакопления. 1)t (климат) – тропики и субтропические регионы благоприятствуют карб-ию. 2) Освещенность – фотосинтез управляет производством карбонатов. 3) Давление – повышение давления с глубиной увеличивается растворимость карбоната (зона карбонатной компенсации) 4) Волновое перемешивание – источник кислорода и удаление углекислого газа. 5) деятельность организмов – производство карбоната кальция за счет биогенной дифференциации. 6)Положение уровня моря – карбонатонакопление меняется в зависимости от трактов стояния моря.

Минералогия карбонатов. *Арагонит (ромб) – метастабильный минерал. * Кальцит (тригон.) – устойчив в морской воде: 1) низкомагнезиальный кальцит 2) высокомагнезиальный кальцит *Доломит – устойчив в морской воде и на дневной поверхности CaMg(CO₃)₂ *Cидерит FeCO₃ *Магнезит MgCO₃ *Родохрозит * Анкерит *Породы:известняк, доломит, сидерит, магнезит.

Классификация: 1)Вещественная (относительное содержание в породе CaCO₃, доломита и терригенной примеси). Классификация ряда известняк – доломит и известняк-доломит-глина 2) генетическая (органогенная, хемогенные, биохемогенные, обломочные) 3) структурно-генетическая – наиболее применима для исследования залежей нефти 4) По структуре пустотного пространства (каверновые, трещиновато-поровые, трещиноватые, трещиновато-каверно-поровые)

Соотношение карбоната и глины: 1) известняк(0-5% глины) 2) известняк глинистый (5-25% глины) 3) мергель (25-50% глины) 4) мергель глинистый (50-75% глины) 5) глина известковистая (75-95% глины) 6) глина (95-100% глины)

ПО структурному признаку: 1) биоморфные цельнораковинные – мшанковые, водорослевые, двустворковые 2) биоморфно-детритовые – состоящие более чем на 50% из осколков скелетных организмов (брахиоподовые, мшанковые) 3) биоморфные-пелоидные – которые состоят из более чем на 50% из комковатых микрочастиц (пелит) 4) сфероагрегатные (оолитовые, сферолитовые) 5) обломочные, которые состоят из карбонатных литокласных или нитрокласных. По размерам и форме обломков: *бречиевые *конгломератовые * дресвеные * гравийные * песчаные *алевритовые * пелитовые 6)кристаллически-зернистые.

Доломитообразование. *В морской воде соотношение ионов Mg/Ca равно 5,7, но дол-ие не наблюдается * Отложение доломита в современных условиях происходит только в обстановках очень сильно повышенной солености мелководных озер или лагун при аридном климате. *Неспособность доломита к выпадению в осадок из морской воды объясняется трудностями кристаллизации. Ионы Ca и Mg имеют близкие размеры и во время крист-ии они конкурируют из за места в решетке. При формировании слоев Ca и Mg образуется магнезиальный кальцит, иногда протодоломит (метастабильный ромбический карбонат) * магний находится в сильно гидратированном состоянии Mg(H₂O)⁺² и не может войти в кристальную позицию. Этот эффект снижается с возр-ем t. *В экспериментальных случаях доломит получен при t=200 * доломит формируется быстро на кальците в растворах с MgCl₂ +NaCl+CaCl₂ и перешел в гипс или ангидрит.

Доломит не может осущ-ся согласно 3м моделям: 1)эвапоритовая модель остаточного рассола 2) модель смешения грунтовых вод солеными 3) модель катагенетической доломитизации.


29. Эвапориты.

Основные типы пород: 1)галит, сильвин(калиевая соль), ангидрит, гипс, полигалит; 2)большинство пород сложено идиоморфно - зернистыми крупнокристаллическими агрегатами , с гранобластовыми структурами; текстуры в основном горизонтальнослоистые; 3)по происхождению типично хемогенные образования.

Условия образования:1)испарение морской воды в полностью или отшнурованном бассейне, Каспийское море, Средиземное море (барьер, уменьшение объема испарителя); 2) в замкнутых или частично замкнутых озерах с высокой скоростью испарения.; 3)посредством испарения сезонных осадков, накапливающихся в замкнутых депрессиях (озера между дюнами); 4) в почвах или песчаных осадках посредством испарения почвенной воды; 5)в арктических регионах замерзание воды и сублимация (возгонка) льда увеличивает концентрацию соли в морской воде, что приводит к выпадению эвапоритовых минералов (гипс); 6)посредством развития и отложения солей из более древних эвапоритов.

Модель эвапоритообразования. *Нормальная стратиграфическая колонка соляных отложений

зоны: гипс-ангидритовая (объем воды уменьшается до 1/3-1/5)

галитовая, зона сульфатов магния (объем воды уменьшается до 1/10)

сильвинитовая, карналитовая, бишофитовая (полное высыхание бассейна)

Эволюция соленакопления. Эпохи соленакопления: -ранний кембрий;- вторая половина ранней-поздняя Р;-поздний триас; поздняя юра -ранний мел; -в меньшей степени-средний-поздний девон и миоцен. Эпохи резкого снижения соленонакопления: 1)поздний кембрий-ранний девон; 2)Ранний карбон; 3)средний триас; 4)палеоцен. Палеозойская эпоха: небольшое количество грандиозных солеродных бассейнов эпиконтинетального типа (Вост-Сибирский) Мезозойская эпоха - бассейнов стало больше, по масштабу соленакопления уменьшилось, бассейны более разнообразны по тектоническому положению. Кайнозойская эпоха- кол-во бассейнов увеличилось при одновременном сокращении их размеров. Существенную роль играют континентальные озерные соли.
30. Кремнистые породы.

Типы пород: радиоляриты, трепелы, опоки, яшмы, кремнистые сланцы, кремний, гейзериты, кремнистые туфы ит.д. Типы пород и классификация *Кремнистые породы – осадочные породы, более чем на половину состоящие из аутигенного кремнезема (т.е. не имеющего обломочной структуры) *Основные минералы – опал, халцедон, кварц. *По минеральному составу кремнистые породы делятся на опал-кристбалитовую и халцедон-кварцевую группы. *Классификация основана на 3-х основных положениях: минеральном составе, структуре, форме нахождения в природе. По составу кремнистые породы: опаловые, халцедоновые, кварцевые, чаще смешанные: опал-кристобаллитовые и халцедон-кварцевые. По структуре 2 группы: с биоморфной и абиоморфной структурой. По форме нахождения:1) пластовые-радиоляриты, трепелы, опоки, яшмы, кремнистые сланцы.2)конкреционные- кремни.3) корковые- гейзериты, кремнистые туфы. Происхождение: *Главная форма переноса – кремневая кислота H₄SiO₄ = 4H + SiO₄ Источники кремнезема:1) хим выветривание алюмосиликатных пород на суше.2)подводные вулканические извержения. Механизм осаждения: биогенный (главный), хемогенный (второстепенный), диагенетический (конкреции).

Современная гидросфера недонасыщена кремнеземом: в морской воде его содержание 0,5-6 мг/л в речных водах до 13 мг/л. Для образования кремневого геля необходимо 140 мг/л, для опала – от 105 до 110 мг/л кристаболита – 60 мг/л

* В морских бассейнах наиболее важным кремнепродуцирующими организмами являются: 1) фитопланктон (диатомовые водоросли) 2) зоопланктон (радиолярии, спонгии) * наиболее производительные – диатомовые водоросли, состоящие из 60% кремнезема и 40% углерода. * При выпадении кремнезема из раствора образуется аморфная масса нестабильного и растворимого кремнезема. При захоронении аморфный кремнезем превращается в более стабильную и менее растворимую разновидность – опал. При повышении t последний превращается в кварц. (t 60-70, глубина 2 км)
31. Фосфатные породы.

Фосфориты – ОГП с содержанием Р2О5 не менее 5%. Они представляют собой биогенно-хемогенные образования, состоящие из фосфатизированных скелетных остатков или минеральных солей ортофосфорной кислоты – фторапатит Ca₅(PO₄)₃ F , гидроксилапатит Ca₅(PO₄)₃ OH и др. В качестве примесей присутствуют обломочные (кварц, полевые шпаты) и аутигенные (глауконит, карбонаты, пирит) минералы. *Диагностика: смесь молибденовокислого аммония с концентрированной азотной кислотой окрашивает породу в канареечно-желтый цвет *Фосфор входит в состав белков, органических кислот, липидов, костной ткани, накапливается в раковинах моллюсков и костной ткани позвоночных. Классификация: *по генезису: 1)-морские –зернистые, желваковые, ракушняковые 2) континентальные: коры выветривания и карстовые. *по условиям залегания 1) пластовые 2) конкреционные. *Фосфориты встречаются в разрезах как платформенного чехла, так и складчатых областей. На платформах они связаны: с кварцевыми песками и песчаниками, обогащенными фосфатизированными остатками брахиопод или глинистыми горизонтами, обогащенными детритом ископаемых рыб. В геосинклинальных толщах встречаются лишь зернистые фосфориты, которые залегают в основании трансгрессивных карбонатных толщ. Они ассоциируют с карбонатными, углисто-глинистыми и кремнистыми породами. * Залежи фосфоритов имеют пластовую форму, значительную протяженность по простиранию (десятки км до 120 км) при небольшой мощности (1-9 м). Зернистые фосфориты состоят из зерен фосфата и фосфатных оолитов в различных соотношениях. Цемент поровый фосфатный, кремнистый или карбонатный. В желваковых фосфоритах фосфатные желваки состоят из обломочных зерен кварца и аутигенных зерен глауконита, сцементированных базальным фосфатным цементом. * Строение ракушняковых фосфоритов определяется присутствием фосфатных раковин и их обломков в различных количественных соотношениях, а также обломочных зерен кваца, редко глауконита. Цемент поровый и базальный, реже фосфатный и железистый.

Модель образования: * Фосфор в моря и океаны может поступать в результате сноса с континентов вместе с продуктами вулканизма. Основной источник – континентальный сток; вулканогенно-гидротермальное поступление является второстепенным *выносимый с континентов фосфор поступает главным образом в виде минеральных взвесей, в меньшей мере в виде органических веществ и растворенной форме. источник – осадочные породы. Фосфориты обнаруживают пространственно временную связь с погребенными останками животных и палеобактерий.

Модель Казакова. Морские фосфориты формируются в области шельфа благодаря механизму апвеллинга. установлено, что дующие с материков ветры сгоняют поверхностные прогретые океанские воды, вызывая тем самым конвективные потоки глубинных холодных вод вверх по континентальному склону в область шельфа. Глубинные воды обогащены фосфором (до 300 мг/м³, благодаря его поступлению из разлагающегося на больших глубинах органического материала) и углекислотой, которая удерживает фосфор в растворенном состоянии. При подъеме этих вод в область шельфового мелководья происходит резкое снижение давления, удаление СО₂ и выпадение фосфоритов. * В последние годы в эту гипотезу внесены существенные добавления и поправки. было установлено, что фосфориты не выпадают сразу из воды на дно, а дозревают в иловых водах внутри осадка на стадии диагенеза, обогащаясь при этом фосфором иловых вод. Появились данные о значительной роли ОВ в фосфотизации карбонатов. Фосфотизация биогенного материала приводит вначале к появлению аморфного вещества, затем он становится глобулярным и в итоге перекристаллизовывается в карбонапатит. * Считалось, что зернистые фосфориты имеют преимущественно хемогенное происхождение, а желваковые и ракушняковые фосфориты также имеют микробиальное происхождение. Наибольшее биогенное осаждение фосфатов происходит в мелководных условиях зоны сублиторали.

Условия фосфатообразования. Благоприятными условиями для масштабного фосфатообразования служат: 1)наличие мелководного шельфа с карбонатной седиментацией.2)тектоническая стабильность прилегающей и прибрежно равнинной суши, препятствующая терригенному осадконакоплению.3)трансгрессивный режим развития бассейна.4)прогретость вод.5) замедленная седиментация, способствующая длительному контакту осадка с морскими водами и их фосфотизации. 6)последующее обогащение фосфоров за счет выноса тонкого теригенного материала в гидродинамически активных участках бассейна.

Характерные черты строения фосфатных отложений. *Приуроченность к континентальным осадкам, отложениям древних шельфов и внутриконтинентальных морей, отличающихся высокой биопродуктивностью и проявлениями глубинных течений * Ассоциация фосфоритов с кремнисто-карбонатными, песчано-глинистыми и черносланцевыми формациями. *Наличие этих фосфатонакоплений , главными из которых является веидкембрийская, пермская и мел-палеогеновая. *Связь фосфатнакопления с депрессионными зонами, осложненными конседиментацинными поднятиями и впадинами.*Пластовая форма тел, седиментационно-обломочные, конкреционные, зернистые, слоистые и биогенные текстуры. *Покрашенная концентрация ряда элементов:U, Sr, редкие земли, F.

32. Железисто-марганцовистые породы.

А)Минеральный состав. Железистые породы – больше 10% железа: 1) оксиды – гематит, магнетит.2) гидроксиды – лимонит, гетит. Пирит(сульфиды), сидерит(карбонаты). шамозит – водный слоевой силикат железа и аллюминия. Примеси – глинистые минералы, кальцит, слюды.

Главнейшие ГП. 1)железистые кварциты (джеспелиты)- докембрийские метаморфизованные породы. Пласты, линзы мощность формации до 800 м. При содержании в железистых кварцитах железа от 25% - железные руды. На всех платформах. Подавляющее запасы железа. Генезис: -первично-осадочные морские с источником железа континетальным + вулканогенный в начальную геосинклинальную стадию. 2) Бурые железняки примесь глинистых минералов, оксидов марганца + фосфор, хром, титан, вольфрам, оолиты, бобовины. Континентальные (озера, болота) морские условия. Источник железа - континентальные 3) Сидериты – ценостное, но редкое железорудные сырье + гидроксиды железа – продукты окисления сидерита + обугленные растительные остатки + песчаный и глинистый материал. Пласты небольшой мощности линзы. Конкреции. Образуются на стадии диагенеза в щелочной восстановительной обстановке. 4)Шамозиты + знасительная примесь глинистого материала. Оолиты, пизолиты, иногда цемент в терригенных породах. Хемогенный генезис в прибрежно – морских и континентальных условиях в восстановительной обстановке. Характерны для мезозоя и палеогена. Пласты мощностью в несколько метров. Эволюция железистых пород во времени: железистые кварциты – оксидные породы и сидериты – гидроксидные и шамозитовые. Классификация: 1) по минеральному составу – оксидные, карбонатные, силикатные, сульфидные. 2)по структуре – пелитоморфные, зернистые. Механизм образования . Классифицируются на – хемогенные, биогенные, механические. Хемогенные – химическое выветривание силикатных или железо марганцевых пород, хим осаждение, метосамотоз(катагенез). Биогенное – бактериальное осаждение железистых соединений. Железо переносится в виде Fe(HCO3)2 затем окисляется до Fe(OH)3 с выпадеинем в осадок. Обычно это бывает при разгрузке подземных вод в озера или из болот в реки.

Формы переноса железа: ионная, тонкая механическая взвесь, коллоидная. Причины отложения - электрохимические барьеры, возникающие в прибрежной зоне озер и морей под воздействием электролитов, коагулирующих коллоиды механических соединений, переводя их в осадок + геохимический барьер и прежде всего кислородный потенциал и pH среды осадконакопления.

Б) Марганцовистые породы. (более 10% марганца). Минеральный состав- перидотиты, гидроксиды марганца. 20 различных минералов оксидов и гидроксидов марганца в том числе паридотит, манганит. Реже карбонаты – родохрозит, глинистые минералы, оксиды железа, кальцит. Марганец – самый подвижный, самый далекий от берега. У берега алюминий, дальше железо, потом марганец. Механизм образования. Отложения марганцевых пород встречаются как на контанентах так и в морских бассейнах: 1) на континентах это «марганцевые шляпы» кремнистых и карбонатных марганцевых руд (результат выветривания марганецсодержащих руд) 2) в морских бассейнах это железо-марганцевые конкреции (ЖМК). Источник вещества: 1)привнесенные реками растворенные соединения марганца (марганец наиболее подвижен в гумидной триаде Al-Fe-Mn) 2) подводные горячие гидротермы. Концентрация марганца в морской воде близка к насыщению, поэтому малейшее нарушение геохимического равновесия ведет к осаждению. ЖМК в океане. Формируются в пределах абиссальных котловин с низкой скоростью осадконакопления, которая обеспечиваются: 1)удаленностью от источников терригенного материала. 2)приуроченностью к зонам низкой биологической продуктивности.3)положением участков дна вблизи и ниже критической глубины карбонатонакопления.4)деятельностью донных течений, эродирующих глубоководные осадки. Важный фактор – наличие разломов, следующих путямипоставки вещества. Наиболее перспективная глубина залегания 4500-5500м. Связаны с пелагическими глинистыми и кремнисто-пелагическими глинистыми осадками. Возраст конкреций – примерно плиоцен четвертичный. Происхождение – седиментационно-диагенетические.

33. Глиноземистые породы.

*Латериты и бокситы состоят более, чем наполовину из гидрааргиллита (AlO(OH)₃ либо моногидратов – диаспора AlO(OH) с примесью оксидов Fe,Ti, каолинита. *Латериты – конечные продукты химического выветривания магматических и метаморфических пород в жарком тропическом климате с переменной влажностью. В результате их размыва и переотложения в реках , озерах и лагунах формируются еще более обогащенные глиноземом бокситы.

Генезис. все разнообразие глиноземистых пород сводится к 2м генетическим группам: 1) группа выветривания (остаточный тип) классы: а) элювиальный или латеритный б) латеритно-карстовый. 2) группа седиментогенная. Классы: а) осадочный с п/классами субаэральных осадков (коллювиальный, делювиальный, пролювиальный и полигенный) и субаквальных осадков (овражно-болотный, лагунный и прибрежно –морской) б) диагенетический (субаэрального и субаквального диагенеза) в) катагенетический

Образование основной массы пород (80%) связано с латеритным выветриванием и продуктами их переотложения – колювием, делювием и пролювием. Доля латеритно- карстовых и диагенетических бокситов, составляет 15%, остальные – 5%.
34. Петрографические типы питающих провинций.

К основным факторам определяющим особенности распределения терригенных минералов в осадочных толщах относятся: 1)исходный состав пород источников сноса(петрофонд).2)вулканизм.3)тектоника.4)рельеф.5)климат.6)динамика среды переноса и осаждения веществ.7)постседиментационные преобразования. Петрофонд.По преобладающему составу пород можно выделить след.основные петрографические типы питающих провинций: 1) Гранитоидный (салические) тип. Преобладающими классами и типами пород являются кислые, средние, щелочные магматические и подобные им по составу пород. Типоморфными минералами – индикаторами являются кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы, мусковит, биотит. Аксессорные минералы – циркон, турмалин¸ апатит, флюорит, топаз. 2) базитовый (мафический тип) Преобладающими классами пород являются основные и ультраосновные магматичесике и подобные им по составу породы. Типоморфные минералы-индикаторы: основные плагиоклазы, пироксены, оливин, хромит, шпинель, магнетит, ильменит. 3) метоморфический тип. Преобладающими породами являются разнообразные по составу кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты, кварциты идр. породы различных типов метаморфизма. Типоморфные минералы – индикаторы: кварц, тавролит, андалузит, глауконит, корунд, гранат. 4) осадочный тип. Преобладающими породы являются древние осадочные породы различного состава Типоморфные минералы-индикаторы – переотложенный кварц (регенерированный кварц), кальцит, доломит, глауконит, циркон, рутил, барит.

для реконструкции типов питающих областей используют геохимические показатели: La/Sc, Co/Th, Th/Sc, Sc/Th, Cr/Zr, Sc/Zr, Ni/Zr
35. Понятие о внутрислойном растворении минералов.

Зональность внутрислойного растворения. *Закономерность распределения терригенных минералов в разрезе: в направлении от молодых минералов к более древним и глубоко погруженным, общее число минеральных видов, присутствующих в составе тяжелой фации, последовательно понижается за счет внутрислойного растворения химически все более устойчивых в условиях диа-, ката-, и метагенеза терригенных минералов

*В разрезах осадочных толщ в направлении сверху вниз можно выделись основные зоны и стадии внутрислойного растворения терригенных минералов:1)зона слабого(начального)растворения,2)зона среднего растворения,3)зона сильного(глубокого)растворения,4)зона весьма глубокого растворения.

Зона слабого растворения. *В этой зоне трансформируются некоторые типоморфные особенности химически наименее устойчивых минералов (оливин, пироксены, амфиболы, биотит), и может происходить частичное уничтожение оливина как наименее стойкого минерала. Может также происходить частичная трансформация минералов средней хим устойчивости(эпидот,хлоритоид).Эта зона соотв.диагенезу

Зона среднего растворения. *В этой зоне полностью исчезают хим низкоустойчивые минералы, частично разрушаются минералы средней устойчивости, трансформируются некоторые типоморфные особенности сравнительно устойчивых минералов (силлимонит, сианит, ставролит). Эта зона соотв. катагенезу.

Зона весьма глубокого растворения. Полное разрушение сравнительно устойчивых минералов и сохранение сверхустойчивых-циркона,рутила,турмалина,граната,эта зона соотв. метаморфизму.