Краткий курс литологии
..pdfРис. 14.3. Карта изменения литологии пород изучаемого горизонта:
J — отсутствие отложений; 2 — песчано-глинистые отложения с прослоями каменного угля; 3 — хорошо отсортированные олигомиктовые песчаники с обломками створок тол стостенных раковин устриц; 4 — известняки биоморфно-детритовые, пелециподово-фо- рамнниферовые с водорослевыми образованиями; 5 ~ известняки микрокристаллические с прпмесыо целых раковинок фораминифер; 6 — места расположения разрезов (скважин)
5
о 6
Рис. 14.4, Карта фаций изучаемого горизонта:
1 — область отсутствия отложе^шй; 2 — фации равнины гумидного климата: 3 — при брежные фации; 4 —- мелководные фации; 5 — умеренно глубоководные фации; 6 — места расположения разрезов (скважин)
V э та п. Составляется палеогеографическая карта, па которой и соответствии с распространением фаций определенного типа вы деляются области суши и моря, устанавливается линия берега мор ского бассейна, обозначается характер рельефа суши, глубины мо ря (рис. 14.5). Наиболее сложным при построении палеогеографи ческой карты является решение вопроса о природе тех областей, где отсутствуют отложения изучаемого горизонта..
Эти области могут быть областями конседиментационной дену дации, т. е. областями выветривания, первичного отсутствия от ложений. Однако в ряде случаев они могут оказаться областями, последующего, более позднего размыва отложений. Для решения данного вопроса анализируются распределение и характер фаций,
11рилегающих к области отсутствия отложений. Если вокруг такой области располагаются континентальные фации, а в разрезах изу чаемого горизонта по направлению к ней ц составе пород увели чивается количество обломочного материала и отмечается его погрубение, то такую область можно оценить как зону денудации во время накопления изучаемого горизонта. Если же область от сутствия отложении располагается в Зоне морских, особенно глу боководных, фаций и не проявляет себя в характере пород близ лежащих к ней разрезов, то она может расцениваться как зона последующего размыва пород изучаемого горизонта. На суше кро ме гор основными областями отсутствия отложений являются склоны водоразделов.
Е
Т-ТТГГГ
Hill,
3JLLU1X
о 7
Рис. 14.5. Палеогеографическая карта времени накопления изучаемого гори зонта:
1 — склон |
водораздела, возможно зона холмистого рельефа (суша); 2 |
— заболоченная |
|||
прибрежная |
равнина |
(суша); 3 — граница |
суши и моря; 4 — литоральная область моря; |
||
5 — область |
морского |
шельфа |
с глубинами |
до 200 м; 6 — батиальная |
область мори с |
глубинами, превышающими |
200 м; 7 — места расположения разрезов (скважин) |
Обычно восстановление физико-географических обстановок, со ответствующих областям распространения различных фаций, не вызывает больших трудностей, так как информация о характере обстановок заложена в самом определении типов фаций.
Составление карт изменения литологического состава пород, фациальных и палеогеографических карт является важным элемен том работы по поискам и разведке осадочных полезных ископае мых и оценке перспектив территорий на обнаружение различных месторождений, начиная от нефти и угля и кончая россыпями зо лота, алмазов, касситерита и других полезных ископаемых.
В опросы и упраж нения
1.Дайте определение понятия «фация» по А. Грессли.
2.В чем состоит разница между фацией и генетическим типом отложений
впонимании Г. Ф. Крашенинникова?
3.Перечислите основные группы фаций. Па какие семейства фаций подраз
деляется каждая группа?
4.Изложите содержание I этапа фациального анализа.
5.Какие геологические документы составляются в результате исследований, проведенных на II этапе фациального анализа?
6.Изложите содержание карты фаций. Что на ней изображается?
Г л а в а 15
ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ И ИСТОРИЯ ЭВОЛЮЦИИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ
Общие закономерности образования осадков, периодический характер осадочного процесса, история эволюции осадкообразова ния как отражение эволюции внешних геосфер Земли привлекают большое внимание исследователей. В работах В. И. Вернадского, Л. В. Пустовалова, Н. М. Страхова, А. П. Виноградова, А. Б. Ронова, В. Е. Хаима, П. П. Тимофеева, В. Н. Холодова, И. В. Хворовой и многих других неоднократно рассматривались различные аспекты процесса образования осадков и осадочных пород на Земле. Важ нейшие философские проблемы развития биосферы и геологиче ской роли живого вещества обсуждаются в работах виднейшего философа современности, геолога и геохимика В. И. Вернадского (1863—1945).
Л.В. Пустоваловым (1902—1970) была разработана теория осадочной дифференциации вещества, выражающая сущность про цесса образования осадков (см. гл. 4). Л. В. Пустовалов, А. П. Ви ноградов, А. Б. Ронов и другие исследователи показали, что про цесс осадкообразования на Земле носит периодический характер.
Л.В. Пустовалов связывал периодическое преобладание в раз резах тех или иных типов пород, т. е. их периодическое накопление,
огеотектоническими циклами, считая, что процесс горообразова
ния, завершающий геотектонический цикл, вызывает |
поступление |
в окружающие бассейны осадконакопления огромных |
масс обло |
мочного материала, выносимого из области интенсивно размываю щихся горных сооружений. По мере денудации и пеиепленизации горного сооружения поток обломочного материала закономерно сменяется поступлением в бассейны осадконакопления продуктов химического разложения материнских пород, что вызывает после довательное накопление в бассейнах продуктов химической осадоч ной дифференциации вплоть до эвапоритов. Цикл повторяется посзе нового этапа горообразования.
А. П. Виноградов и А. Б. Ронов, обработав и обобщив данные по литологии и геохимии осадочного чехла Русской платформы, по казали, что обломочные породы в разрезах платформы образуют по два максимума в начале и в конце герципского и альпийского геотектонических циклов. Карбонатные породы образуют максиму мы в середине этих циклов. Такая периодичность определяется тес ной связью между осадконакоплением и тектогенезом.
Периодическое повторение в разрезах осадочного чехла тех или иных типов пород (песчаников, известняков, доломитов, эвапори-
тов и др.) не означает простой механической повторяемости оса дочного процесса. Такая цикличность реализуется на фоне необра тимой эволюции всех условий седимеитогенеза, связанной с раз витием во времени земной коры, гидросферы и атмосферы Земли, что, в свою очередь, отражается в изменении характера типов по род, «повторяющихся» в разрезах осадочного чехла.
Это многократно и убедительно показано в работах А. П. Ви ноградова, А. Б. Ронова, В. Е. Хайна, П. П. Тимофеева, В. Н. Холо дова, И. В. Хворовой и других исследователей. Так, А. П. Виногра дов и А. Б. Ронов установили, что в пределах Русской платформы от докембрия до четвертичного времени в составе глинистых пород закономерно уменьшается содержание калия и повышается содер жание натрия. Еще более наглядной является эволюция состава карбонатных пород, отражающая постепенный переход от широко го образования доломитов или известняков, богатых доломитовым материалом (в докембрии и палеозое), к накоплению известняков и постепенному исчезновению из мезозойских и кайнозойских раз резов хемогенных доломитов (рис. 15.1). Одним из ярких примеров эволюции характера осадкообразования во времени является от сутствие в отложениях фанерозоя джеспилитов, осаждавшихся з архейских и протерозойских морях и замена их оолитовыми желез ными рудами.
Рис. 15.1. Эволюция состава карбонатных пород. Русской платформы (по А. П. Виноградову и
А. Б. Ронову)
Одним из первых исследователей, сделавших попытку рассмот реть в комплексе ход изменения среды осадкообразования в тече ние геологической истории Земли, был Н. М. Страхов, который указывал, что эволюция осадочного породообразования неразрыв но связана с развитием гидросферы и атмосферы, поэтому необхо димо рассматривать развитие гидро- и атмосферы Земли как сре ды, в которой развертываются процессы осадкообразования. В геологической истории Земли Н. М. Страхов выделил четыре этапа
развития гидро- |
и атмосферы |
и осадкообразования: |
азойский, |
|
археозойский, протерозойский и фанерозойский этапы. |
|
|||
А з о й с к и й |
этап — от 5,0 до 4,75 млрд лет. |
Поскольку от |
||
этого этапа истории внешних |
геосфер и литогенеза |
не |
осталось |
каменных документов, представления о нем базируются на общих физико-химических сведениях и данных планетологии по атмосфе рам других планет, в частности атмосферы Венеры.
В процессе дегазации мантии Земли из нее выделялись пары Н20 и летучие компоненты, такие как НС1, HP, В(ОН)3, С02, NH3, СН4 и т. и. При конденсации паров воды началось формирование гидросферы. Летучие газы сформировали атмосферу Земли. Пер воначально массы гидро- и атмосферы были, по-видимому, неболь шими, а в процессе геологического разития происходило их увели чение.
Химический состав «первозданного океана» был резко отлич ным от современного. Гидросфера представляла собой более или менее концентрированный раствор НС1, HF, H3B03, Si02 с pH, близким к 1—2. В воде были растворены также H2S, СН4, NH3, С02 и другие газы. Атмосфера, находившаяся в равновесии с этой своеобразной гидросферой, состояла в основном из С02, паров НС1, HF и других летучих компонентов (NFI3, NH4C1, СН4 и т. п.) и не содержала кислорода.
Процесс развития гидросферы в течение азойского периода со стоял в нейтрализации водорода сильных кислот, прежде всего при взаимодействии кислотной атмосферы с силикатными породами литосферы, а также с карбонатами, формировавшимися при вывет ривании пород под действием С02 атмосферы. В результате вода первичного океана все больше приобретала характер воды бескарбонатного хлоридпого типа. Карбонаты под воздействием сильных кислот разрушались, выделяя в атмосферу С02.
Эволюция атмосферы состояла, по-видимому, в том, что кис лород, возникавший при фотодиссоциации воды и С02, окис лял NH3 до свободного азота и воды. Окислялись также СН4, H2S и др. Происходила медленная трансформация атмосферы в сторо ну накопления в ней азота.
Господствующим типом литогенеза был вулканогенно-осадоч ный. Накапливались массы рыхлого пеплового материала и неко торое количество продуктов химического разложения (выветрива ния) материнских пород. Несомненно, отлагались кремнезем, хло риды, Al, Fe, Мп, а также их фториды. Среди осадков отсутствова ли карбонатные накопления, а также сульфаты Са и Mg.
А р х е о з о й с к и й эт а п — от 4,75 до 3,0 млрд лет. Его нача ло в значительной мере условно, конец, по мнению Н. М. Страхо
ва. определился началом |
ограниченного |
фотосинтеза, |
что про |
||
изошло, судя |
по находкам |
огранических |
остатков, |
около 2,5— |
|
«3,0 млрд лет тому назад (рис. 15.2). От этого этапа |
сохранились |
||||
фрагментарные |
каменные документы в виде, например, |
мигмати- |
зиронанпы.х гнейсов и амфиболитов Кольского полуострова и При днепровья, имеющих минимальный возраст 3,0—3,4 млрд лет. Эти
Рис. 15.2. Развитие гидросферы, атмосферы и осадочного породообразоваиия в истории Земли (по И. М. Страхову):
оиосфера: М |
|
у с л о в н ы е о б о з н а ч е н и я |
к к о л о н к а м : |
организмов; |
лито |
|||||||||||||
биомасса морских |
организмов, |
Н — биомасса |
наземных |
|||||||||||||||
сфера: |
1 |
платформы южного полушария |
(Гондвана), |
2 — платформы |
северного полуша |
|||||||||||||
рия; соотношения типов литогенеза: В-0 — вулканогенно-осадочный |
литогенез. |
Г |
гу- |
|||||||||||||||
мндный |
литогенез, А—Л |
— аридный и |
ледовый |
литогенез; |
литогенез |
гумидного |
типа: |
|||||||||||
у г л и : |
К — виутриконтинентальные, |
П — паралические; г о р ю ч и е |
с л а н ц ы : |
/> — |
беи- |
|||||||||||||
тогенные, |
ПЛ |
— |
планктоногенные; |
б о к с и т ы : |
/ — |
кора выветривания, 2 — |
озерные и |
|||||||||||
карстовые, 3 — морские: а — с обломочной текстурой |
(переотложенпый |
глиноземный |
гори |
|||||||||||||||
зонтальный элювий), б |
— хсмогснпые; |
ж е л е з н ы е |
р у д ы |
и к р е м н и с т ы е |
п о |
|||||||||||||
р о д ы : |
1 — коры выветривания, 2 — озерные, |
3 — оолитовые, |
гидроитнт- и |
шамо.зптомые |
||||||||||||||
руды, 4 — джеспилиты: а — с железом — Fe2+ и Fc3-f. б — только с Fe2+ |
, 5 — иулкапогсяпю- |
|||||||||||||||||
осадочиые |
руды, |
6 — глауконит, |
7 — хемогеииыс |
кремнистые породы. |
8 |
биогенные |
крем |
|||||||||||
нистые породы: |
м а р г а н ц е в ы е |
|
р у д ы : |
/ |
— коры выветривания; |
2 |
— морские; |
ф о с |
||||||||||
ф о р и т ы |
и |
к а р б о н а т н ы е |
п о р о д ы : |
/ |
— фосфориты, |
главным |
образом |
желвако- |
||||||||||
выс, 2 — известняки — органогенные, |
3 — |
карбонатные |
породы: а — известняки |
хсмогснпые, |
||||||||||||||
б — доломиты |
хемогеииыс; литогенез |
аридного |
типа: 1 — первичные хемогеииыс |
доломити- |
знрованные в морях, 2 — седимеитационно-днагенстические морские доломиты. 3 — лагун
ные доломитизированиые как |
обязательная стадия, |
4 •— то |
же. факультативная стадия, |
||
5 — фосфориты, б — руды |
Cu-Pb-Zn и |
урана, 7 |
— гипсы, |
8 — NaCI, 9 — K-Mg соли |
|
|
(Рис. см. |
иа с. |
2^6—297) |
|
|
породы глубоко метаморфизованы, |
но их первоосновой были об |
ломочные образования.
В течение археозойского этапа происходило, очевидно, расчле нение земной коры на геосинклинальиые и платформенные участки. Рельеф типа лунного кратерного стал сменяться рельефом земно го типа. Основные изменения в гидросфере состояли в продолжаю щемся массовом поступлении в нее карбонатов как продуктов хи мического выветривания пород материковых участков под воздей ствием С02 атмосферы наряду с терригениым материалом, поступавшим в результате денудации приподнятых участков суши. Как только в океанах в результате массового поступления с суши Na, К, Са, Mg, Fe, Мп и других карбонатов исчезли последние следы сильных кислот, появилась возможность накопления карбо натных солей. Большое количество их было растворено в воде, содержавшей много СОг- В целом воды гидросферы из чисто хлоридных преобразовались в хлоридно-карбонатные.
Важнейшим событием этого этапа явилось, по-видимому, появ ление в гидросфере органической жизни в виде бактерий или бактериоподобиых автотрофных организмов, метаболизм которых под держивался за счет хемосинтеза органических соединений.
В атмосфере продолжалось дальнейшее накопление азота и С02. Свободного кислорода в заметных количествах еще не было.
В связи с появлением платформенных (континентальных) ядер уже в археозойском этапе, по мнению Н. М. Страхова, произошла дифференциация литогенеза на гумидиын, аридный, ледовый и вулканогенно-осадочный типы. Важной особенностью процесса осадкообразования стало зарождение и развитие карбонатной се диментации. Основным типом карбонатных пород были доломиты, осаждавшиеся чисто химическим путем. Продолжалось усиленное хемогеппое накопление кремнезема, железа и марганца в откры тых частях морей и океанов в виде джеспилитов, в которые железо поступало в закисной форме (сидерит, лептохлориты). По мере повышения pH вод океанов возникла возможность формирования глинистых минералов (гидрослюды, монтмориллониты). Скопления
органического вещества среди археозойских осадков отсутствовали из-за незначительного развития органической жизни. В связи со слабой дифференцированностью типов литогенеза не накаплива лись эвапориты (отсутствовали четко выраженные аридные обла сти). Н. М. Страхов подчеркивает, что в связи с тем, что осадконакопление происходило в условиях бескислородной атмосферы, аутигениое минералообразование у поливалентных элементов было одностадийным и осуществлялось в закисной форме уже в седимеитогенезе.
П р о т е р о з о й с к и й этап — от 3,0 до 0,5 млрд лет — уже достаточно документирован осадочными породами, изучение кото рых позволяет воссоздать картину развития гидро- и атмосферы и
литогенеза. Если породы, формировавшиеся в начале этапа |
(джес |
|
пилиты Кривого Рога; возраст — 2 100—2 850 млн лет), |
были |
|
сильно метаморфизованы, то рифейские и вендские |
образования |
|
конца этапа метаморфизованы слабо или вообще |
не затронуты |
процессами метаморфизма.
Земная кора уже обладала обширной сиалической оболочкой, в пределах которой четко дифференцировались платформенные и геосинклинальные области. Увеличение объема литосферы привело к тому, что более древние слагающие ее осадочные породы начали подвергаться метаморфизму, возвращая законсервированные в них в составе различных осадочных минералов воду и СОг. Таким об разом, в процессы литогенеза во все большей степени начинают вовлекаться не ювенильные, а метаморфогенные, вновь возвра щенные в гидро- и атмосферу компоненты.
Увеличиваются размеры континентов: в южном полушарии формируется Гондванская платформа (часть Южной Америки, большая часть Африки, Индостан, большая часть Австралии). В северном полушарии возникают крупные ядра Северо-Американ ской, Русской, Сибирской, Китайской платформ с обширными гео синклиналями между ними.
Все отчетливее проявляется дифференциация типов литогенеза. Возникают отложения ледового литогенеза (гуронское оледенение Северной Америки, рифейское — Экваториальной Африки). Вулка ногенно-осадочный литогенез теряет главенствующее значение, ста новится подчиненным по сравнению с гумидным, аридным и ледо вым типами литогенеза.
Важнейшим событием, с которого начался протерозойский этап, явилось возникновение фотосинтеза, т. е. разделение органическо го мира на животных и растения. Это событие фиксируется наход ками следов сине-зеленых водорослей в доломитах свиты Булавайо (Зимбабве), возраст которых около 2,7 млрд лет. Возникновение фотосинтеза привело к созданию источника свободного кислорода, постоянно и во все больших количествах поступавшего в атмосферу по мере роста массы фотосинтезирующих организмов. Бескисло родная в течение азойского и археозойского этапов атмосфера с началом протерозоя становится кислородосодержащей в тем боль шей степени, чем ближе мы подходим к концу рифея-венда. К кон
цу этапа она состоит из азота, кислорода и С02, только соотноше ние свободного 0 2 и С02, по-видимому, еще сдвинуто в сторону существенно большего, чем сейчас, содержания С02 и значительно меньшего, чем сейчас, содержания 0 2. С точки зрения развития жизни критическим уровнем содержания свободного кислорода в атмосфере является точка Пастера (содержание кислорода — око ло 0,2%). При достижении точки Пастера организмы могут пере ходить от анаэробного способа использования энергии процессов ферментативного брожения к энергетически гораздо более выгод ному (в 30—50 раз) окислению при дыхании. По данным Л. Беркнера и Л. Маршалла, точка Пастера была достигнута в конце вен да, т. е. около 600 млн лет назад, что привело в начале следующе го этапа к бурному развитию самых различных дышащих организ мов.
Всвязи с появлением в атмосфере свободного кислорода и сни жением содержания С02 воды океанов приобретают окислитель ную характеристику и приближаются к нейтральным по pH. Сера
исероводород окисляются кислородом до сульфатов. В результате гидросфера из хлоридно-карбонатиой переходит в хлоридно-кар- бонатно-сульфатную с повышенным Eh и pH, близким к 7,0 (см. рис. 15.2).
Вусловиях повышающихся Eh и pH подвижность многих эле ментов, особенно Al, Fe, Мп, тяжелых металлов Си, Ni, Со и дру гих, резко сократилась. Эти компоненты стали все меньше мигри ровать в виде растворов и все больше — в виде коллоидных и суб коллоидных систем. В кислородной среде Al, Fe, Мп и ряд других мигрировали и осаждались в форме гидроокислов. Таким образом, возникла двухстадийная форма аутигенного мииералообразования: осаждение в виде осадков и дальнейший переход в процессах диа генеза в закисные формы (сидерит, пирит и т. п.).
Воткрытых центральных частях водоемов продолжается накоп ление джеспилитов, но из чисто закисных форм осадочный процесс переходит на закисно-окисные формы железа. К концу рифея объемы джеспилитонакопления сильно сокращаются, на смену джеспилитам приходят прибрежные оолитовые железные руды. Рудный процесс смещается к берегу, что связано с уменьшением геохимической подвижности железа. То же можно сказать относи тельно А1 и Мп. Среди осадков прибрежной зоны появляются глау конит и фосфориты. Изменяется характер доломитообразования. Во вторую половину протерозойского этапа массовое гумидное хемогенное доломитообразование как бы вымирает, сохраняясь лишь
варидном литогенезе. Доломиты начинают вытесняться известня ками, которые тоже осаждаются хемогениым путем. Однако уже в протерозое и рифее начинают возникать водорослевые образова ния — строматолиты, связанные с жизнедеятельностью разнооб
разных колониальных сине-зеленых водорослей.
Возросшая биомасса в морях к концу протерозоя привела к то му, что органическое вещество становится непременным компонен том осадочных пород. В отдельных случаях возникают даже ло