Akumulasi terrigenous adalah batuan yang terbentuk sebagai hasil dari pergerakan dan distribusi fragmen - partikel mekanik mineral yang runtuh di bawah tindakan konstan angin, air, es, gelombang laut. Dengan kata lain, ini adalah produk pembusukan dari massif sebelumnya yang ada, yang, karena kerusakan, mengalami faktor kimia dan mekanik, kemudian berada di baskom yang sama, berubah menjadi batuan padat.
Batuan terigenik membentuk 20% dari semua akumulasi sedimen di bumi, lokasi yang juga beragam dan mencapai hingga 10 km dalam kerak bumi. Pada saat yang sama, kedalaman bebatuan yang berbeda merupakan salah satu faktor penentu strukturnya.
Pelapukan sebagai tahapan dalam pembentukan batuan terrigenous
Tahap pertama dan utama dalam pembentukan batuan klastik adalah penghancuran. Dalam hal ini, material sedimen muncul, sebagai akibat dari penghancuran asal-usul batuan beku, sedimen dan metamorf di permukaan batuan. Pertama, pegunungan mengalami pengaruh mekanis, seperti retak, hancur. Proses kimia (transformasi) mengikuti, karena batuan melewati ke negara-negara lain.
Saat cuaca, zat dipisahkan dalam komposisi dan dipindahkan. Belerang, aluminium, dan besi masuk ke atmosfer - ke dalam larutan dan koloid, kalsium, natrium, dan kalium - ke dalam larutan, tetapi silikon oksida tahan terhadap pembubaran, oleh karena itu, dalam bentuk kuarsa, zat ini masuk ke dalam fragmen secara mekanis dan diangkut dengan air yang mengalir.
Transportasi sebagai tahap dalam pembentukan batuan terrigenous
Tahap kedua, di mana batuan sedimen terrigen terbentuk, terdiri atas pemindahan material sedimen bergerak yang terbentuk akibat pelapukan oleh angin, air, atau gletser. Transporter utama partikel adalah air. Setelah menyerap energi matahari, cairan itu menguap, bergerak di atmosfer, dan jatuh dalam bentuk cair atau padat ke darat, membentuk sungai yang membawa zat-zat di berbagai negara (larut, koloid atau padat).
Kuantitas dan massa puing yang diangkut tergantung pada energi, kecepatan dan volume air yang mengalir. Jadi, pasir halus, kerikil, dan kadang-kadang kerikil diangkut oleh arus yang cepat, dan partikel tersuspensi, 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 melewati dari keadaan bergerak ke yang statis. Dalam hal ini, diferensiasi bahan kimia dan mekanik terjadi. Sebagai hasil dari yang pertama, pemisahan partikel yang ditransfer dalam larutan atau koloid ke kolam terjadi, tergantung pada penggantian media pengoksidasi dengan yang mengurangi dan perubahan salinitas dari kolam itu sendiri. Sebagai hasil dari diferensiasi mekanis, fragmen dipisahkan oleh massa, ukuran, dan bahkan metode dan kecepatan transportasi mereka. Jadi partikel yang ditransfer secara merata diendapkan dengan jelas, berdasarkan zonasi di sepanjang dasar kolam.
Jadi, misalnya, batu-batu besar dan kerikil diendapkan di mulut sungai dan kaki gunung, kerikil tetap di pantai, pasir (jauh dari pantai, pasir (karena memiliki sebagian kecil dan kemampuan untuk menempuh jarak yang jauh, sementara menempati area yang lebih besar daripada kerikil), yang berikutnya adalah lanau kecil, sering diendapkan dengan tanah liat.
Tahap pembentukan keempat adalah diagenesis
Tahap keempat dalam pembentukan batuan detrital adalah tahap yang disebut diagenesis, yang merupakan konversi akumulasi sedimen menjadi batu keras. Zat diendapkan di dasar kolam, sebelumnya diangkut, dipadatkan atau diubah menjadi batuan. Selanjutnya, berbagai komponen terakumulasi dalam sedimen alami, yang membentuk ikatan kimiawi dan dinamis yang tidak stabil dan tidak ada kalibrasi, oleh karena itu, komponen-komponen tersebut mulai bereaksi satu sama lain.
Sedimen juga menumpuk partikel hancur dari silikon oksida stabil, yang masuk ke feldspar, sedimen organik dan tanah liat halus, yang membentuk tanah liat pereduksi, yang, pada gilirannya, pendalaman oleh 2-3 cm, dapat mengubah lingkungan pengoksidasi permukaan.
Tahap akhir: nukleasi debris
Diagenesis diikuti oleh katagenesis - ini adalah proses di mana metamorfisasi batuan yang terbentuk terjadi. Sebagai hasil dari peningkatan akumulasi presipitasi, batu mengalami transisi ke fase suhu dan tekanan yang lebih tinggi. Efek jangka panjang dari fase suhu dan tekanan ini berkontribusi pada pembentukan batuan lebih lanjut dan terakhir, yang dapat bertahan dari belasan hingga satu miliar tahun.
Pada tahap ini, pada suhu 200 derajat Celcius, terjadi redistribusi mineral dan pembentukan massa mineral baru. Ini menciptakan bebatuan terrigenous, contoh-contohnya ditemukan di setiap sudut dunia.
Batu karbonat
Apa hubungan antara batuan terrigenous dan karbonat? Jawabannya sederhana. Komposisi karbonat sering termasuk massif terrigenous (klastik dan tanah liat). Mineral utama batuan sedimen karbonat adalah dolomit dan kalsit. Mereka dapat berupa individu atau bersama-sama, dan rasio mereka selalu berbeda. Itu semua tergantung pada waktu dan metode pembentukan sedimen karbonat. Jika lapisan terrigenous dalam batuan lebih dari 50%, maka itu bukan karbonat, tetapi mengacu pada batuan klastik seperti lumpur, konglomerat, kerikil atau batupasir, mis. Massa terrigenous dengan campuran karbonat, persentase yang hingga 5%.
Klasifikasi batuan klastik berdasarkan tingkat kebulatannya
Batuan terrigenous, klasifikasi yang didasarkan pada beberapa fitur, ditentukan oleh kebulatan, ukuran dan sementasi puing-puing. Mari kita mulai dengan tingkat kebulatan. Ini secara langsung tergantung pada kekerasan, ukuran dan sifat pengangkutan partikel selama pembentukan batuan. Misalnya, partikel yang dibawa oleh ombak lebih terasah dan hampir tidak memiliki tepi yang tajam.
Batu itu, yang awalnya longgar, sepenuhnya disemen. Jenis batu ini ditentukan oleh komposisi semen, bisa dari tanah liat, opal, ferruginous, karbonat.
Varietas batuan terrigenous dalam ukuran puing
Batuan terrigenous juga ditentukan oleh ukuran puing. Breed dibagi menjadi empat kelompok tergantung pada ukurannya. Kelompok pertama termasuk fragmen yang ukurannya lebih dari 1 mm. Batuan seperti itu disebut kasar. Kelompok kedua termasuk fragmen yang ukurannya berkisar antara 1 mm hingga 0, 1 mm. Ini adalah batu pasir. Kelompok ketiga mencakup fragmen berukuran 0, 1 hingga 0, 01 mm. Kelompok ini disebut batuan lanau. Dan kelompok keempat terakhir mendefinisikan batuan lempung, ukuran partikel klastik bervariasi dari 0, 01 hingga 0, 001 mm.
Klasifikasi struktur batuan klastik
Klasifikasi lain adalah perbedaan dalam struktur lapisan puing-puing, yang membantu menentukan sifat pembentukan batu. Tekstur berlapis menandai penambahan alternatif lapisan batuan.
Mereka terdiri dari sol dan atap. Tergantung pada jenis pelapisan, adalah mungkin untuk menentukan di mana medium batu itu terbentuk. Sebagai contoh, kondisi pantai-laut membentuk stratifikasi diagonal, laut dan danau membentuk batuan dengan stratifikasi paralel, dan aliran air membentuk stratifikasi miring.
Kondisi di mana batuan detrital terbentuk dapat ditentukan dari tanda-tanda permukaan lapisan, yaitu, dengan adanya tanda-tanda riak, tetesan hujan, keretakan pengeringan, atau, misalnya, tanda-tanda ombak laut. Struktur keropos batu menunjukkan bahwa fragmen terbentuk karena efek vulkanik, terrigenous, organogenik atau hipergenik. Struktur masif dapat ditentukan oleh bebatuan dari berbagai sumber.
