Историческая геология (практикум). Учебно-методическое пособие

5.Какие породы называются глинистыми?

6.Хемогенные и обломочные глины.

7.Влияние тектонических процессов на эволюцию обломочного породообразования.

Литература к теме 2

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009.

335 с.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород. 2-е изд. М., 1974. Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л. Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

ТЕМА 3. ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ

Вулканические горные породы – горные породы, образующиеся в результате вулканических извержений. В зависимости от характера извержения (излияния лав или взрывные извержения) образуются два типа пород: излившиеся, или эффузивные горные породы, и вул- каногенно-обломочные, или пирокластические породы; последние расчленяются на рыхлые (вулканический пепел, песок, бомбы и др.), уплотнённые и сцементированные (туфы, туфобрекчии и др.). Кроме того, выделяют промежуточные типы вулканических горных пород

– туфолавы, возникшие в результате извержений богатых газами пенящихся лавовых потоков, и игнимбриты, представляющие собой спёкшийся вулканогенно-обломочный материал, главным образом кислый, которым покрыты огромные площади, измеряемые сотнями и тысячами квадратных километров.

Форма эффузивных тел определяется вязкостью лав и их температурным режимом. Покровы и потоки характерны для маловязких базальтовых лав, но встречаются и кислые (липаритовые) потоки. Купола и иглы возникают при извержениях вязких лав (дациты, липариты). Дайки и некки представляют собой заполнения расплавом трещин и подводящих каналов. Эффузивные и пирокластические

11

вулканические горные породы могут залегать в виде стратифицированных толщ; они присутствуют в разрезах вулканических областей, переслаиваясь с осадочными горными породами.

Глубоко изменённые, обычно более древние, эффузивные породы называются палеотипными, а неизменённые – кайнотипными.

Наиболее распространённые кайнотипные породы – базальты, андезиты, трахиты, липариты, а их палеотипные аналоги по химическому составу – соответственно диабазы, базальтовые и андезитовые порфириты, трахитовые и липаритовые порфиры. К обломочным вулканическим горным породам относятся наряду с пирокластическими породами (туфы, вулканические брекчии) и вулканогенно-осадоч- ные породы:

Вулканический пепел – пирокластический материал (тефра) с размером частиц менее 2 мм.

Вулканическая бомба – застывший комок лавы, выброшенный во время извержения из жерла вулкана в жидком состоянии. Форма вулканической бомбы зависит от состава лавы. Жидкие лавы не успевают остыть в воздухе и при падении на землю приобретают лепёшкообразную форму. Маловязкие лавы (базальтовые), вращаясь, принимают в полёте витую, веретенообразную, грушеобразную и т.п. формы.

Туф вулканический – плотная горная порода, образовавшаяся из твёрдых продуктов вулканических извержений (пепла, песка, лапиллей, бомб, иногда с примесью обломков горных пород невулканического происхождения), впоследствии уплотнённых и сцементированных.

Туфобрекчии – вулканогенно-осадочная горная порода, состоящая из угловатых, реже слабоокатанных обломков эффузивных горных пород, различных по величине (от глыб в несколько кубометров до размера песчинок) и сцементированных мелким вулканическим пеплом.

Туфолавы – вулканические горные породы, занимающие промежуточное положение между лавой и туфом вулканическим. Основная масса не отличается от лавы и нередко имеет флюидальную текстуру.

12

Эволюция вулканизма в истории Земли

Самые ранние процессы вулканизма синхронны со временем становления Земли как планеты. По мере консолидации Земли в направлении от ее внешних оболочек к центру возрастало внутреннее флюидное давление и наступала периодическая дегазация, сопровождаемая образованием магматических расплавов, поступающих на поверхность при растрескивании застывшей земной коры. Таким образом, самый ранний вулканизм, который характеризовался взрывным, высокоэксплозивным характером, был связан с началом остывания Земли и сопровождался образованием атмосферы.

О составе самых ранних вулканических пород Земли, в настоящее время полностью переработанных последующими процессами, можно судить при сравнении ее с другими планетами земной группы, в частности с относительно хорошо изученным нашим спутником – Луной. Наиболее древние, известные в настоящее время породы Луны, развитые на поверхности лунной коры на так называемых лунных материках, имеют возраст 4,4–4,6 млрд лет, что близко к предполагаемому возрасту образования Земли. Они представляют собою кристаллизовавшиеся на малых глубинах или на поверхности богатые высококальциевым полевым шпатом – анортитом – светлоцветные основные породы, которые принято называть анортозитами.

На Земле не сохранилось самой ранней коры. Более или менее достоверно историю вулканизма Земли можно проследить лишь с раннего архея. Самые древние из известных возрастных датировок принадлежат архейским гнейсам (3,8–4 млрд лет) и зернам минерала циркона (4,2–4,3 млрд лет) в метаморфизованных кварцитах. Примерно с 4 млрд лет на Земле формировалась континентальная протокора, состоящая из гнейсов преимущественно магматического происхождения, отличающихся от гранитов меньшими содержаниями кремнезема и калия и получивших название «серых гнейсов» или ассоциации ТТГ, по названию трех главных магматических пород, соответствующих составу этих гнейсов: тоналитов, трондьемитов и гранодиоритов, подвергнутых впоследствии интенсивному метаморфизму.

На рубеже архея и протерозоя (2700–2500 млн лет) в развитии вулканизма на Земле наступил новый этап. Стали возможными процессы плавления в сформированной к этому времени мощной коре, появилось больше кислых пород. Состав их существенно изменился,

13

в первую очередь за счет увеличения содержания кремнезема и калия. Широкое распространение получили настоящие калиевые граниты, которые выплавлялись из коры. Таким образом, помимо мантийного вулканизма все большее значение приобретал коровый и смешанный мантийно-коровый вулканизм.

В последующий этап развития Земли, который начался 570 млн лет назад, тенденции, которые появились в протерозое, получили дальнейшее развитие. Вулканизм становится все более разнообразным, приобретая четкие различия в океанических и континентальных сегментах. В зонах растяжения в океанах (срединно-океаниче- ских хребтах) изливаются толеитовые базальты, а в аналогичных зонах растяжения на континентах (континентальных рифтах) к ним присоединяются и часто над ними превалируют щелочные вулканические породы.

Подвижные пояса Земли являются магматически активными десятки и сотни миллионов лет, начиная с раннего толеит-базальтового вулканизма, образующего совместно с ультраосновными интрузивными породами офиолитовые ассоциации в условиях растяжения. Позднее, по мере смены растяжения сжатием, они сменяются контрастным базальт-риолитовым и известково-щелочным андезитовым вулканизмом, достигшим расцвета в фанерозое. После складчатости, образования гранитов и орогенеза вулканизм в подвижных поясах становится щелочным. Таким вулканизмом обычно и заканчивается эндогенная активность складчатых поясов.

Вопросы к теме 3

1.Какие горные породы называются вулканическими?

2.Какие типы вулканических пород образуются в зависимости от характера извержения?

3.Основные типы вулканогенно-осадочных пород.

4.Основные вулканогенно-обломочные породы.

5.Основные этапы эволюции вулканизма в истории Земли.

Литература к теме 3

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009.

335 с.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

14

Малеев У.Ф. Вулканогенные обломочные горные породы. М: Недра, 1977. 107 с.

Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л.Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

Фролова Т.И. Вулканизм и его роль в эволюции нашей планеты. // Соросовский образов. журн. 1996. № 2. С. 74–81.

Тема 4. КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ

Карбонатные породы вместе с глинистыми и обломочными образуют триаду наиболее важных и распространенных пород осадочного чехла Земли. По эмпирическим данным различных авторов, содержание карбонатных пород колеблется от 18 до 29 % от общего количества осадочных пород.

Карбонатные породы – это породы, более чем на 50 % сложенные минералами – солями угольной кислоты. Минералов такого состава в земной коре достаточно много (в крупных справочниках приводится описание не менее 70 минералов), однако набор пород резко ограничен. Абсолютно преобладают две породы: известняки, состоящие в основном из кальцита, и доломиты, состоящие из одноименного минерала. В группе известняков в виде самостоятельной породы иногда выделяют мел – породу, специфическую по своим физическим свойствам, происхождению и распространению. В составе карбонатных пород обычно рассматриваются мергели – породы переходные к глинистым.

Эпохи карбонатонакопления в истории Земли

Еще в начале XX в. было установлено, что от палеозоя к мезозою и кайнозою происходит резкое сокращение количества доломитов и смена их известняками. Современные данные о распределении карбонатных отложений разного типа позволяют утверждать, что относительное значение в различных палеогеографических областях карбонатонакопления с точки зрения объемов, отлагающихся в их пределах карбонатных осадков, менялось в геологической истории Земли.

15

Впротерозое и палеозое карбонатонакопление связано с обширными, обычно крайне мелководными, «шельфовыми» морями, покрывавшими устойчивые блоки континентального сектора стратисферы – древние платформы. Размеры таких морей нередко были весьма велики.

Другим палеографическим типом области карбонатонакопления в это время были обширные отмели среди глубоководных древних океанических бассейнов. Здесь также формировались бентоногенные карбонатные и терригенно-карбонатные формации.

Третьей областью бентогенного карбонатонакопления были рифы. Последние развивались как в пределах эпиконтинентальных морей, так и на пассивных окраинах континентов, часто обрамляя платформенные карбонатные отложения. Многочисленны также внутриокеанические рифы и рифы, обрамляющие микроконтиненты

ижесткие блоки среди океанов. В палеозое отмечено несколько эпох интенсификации рифообразования: ранний – средний кембрий, поздний ордовик – франский век, визейский – начало башкирского века, конец позднего карбона – пермь.

Пелагическое нектоно-планктоногенное осаждение карбонатного материала в докембрии и палеозое было, видимо, достаточно ограничено. Вероятно, наиболее древним примером отложений подобного рода являются верхнесилурийские ортоцеровые известняки Карнийских Альп, но наибольшее развитие они получили в девоне – самом начале карбона. Пелагические известняки этого возраста известны в Европе, Северной Африке, Казахстане, Северном Памире и других регионах.

Вмезозое сохранились те же четыре основных типа областей карбонатонакопления, но произошло значительное изменение количественной роли каждой из них. Резко сократилось количество и, самое главное, размеры эпиконтинентальных шельфовых морей с карбонатной седиментацией. Существенно большее значение приобрело карбонатонакопление в пределах внутриокеанических отмелей, где формировались изолированные карбонатные платформы. При открытии Тетиса и Атлантики и раздвижении литосферных плит возникли многочисленные разрозненные блоки, на которых в позднем триасе – ранней юре началось накопление мелководных бентоногенных карбонатных отложений. Принципиальным новшеством мезозоя

16

было резкое возрастание роли пелагических океанических карбонатных отложений.

В кайнозое продолжалось смещение карбонатонакопления в океаны. Шельфовые моря с накоплением карбонатных осадков стали более редки, а главное – ограничены по площади, особенно по ширине. Океанические рифы развивались в течение всего кайнозоя, но наиболее активно с эоцена. Резко увеличилось пелагическое карбонатонакопление в океанических пространствах, где шло почти исключительно планктоногенное осадкообразование за счет жизнедеятельности кокколитофорид, птеропод и фораминифер.

Вопросы к теме 4

1.Какие горные породы называются карбонатными?

2.Основные типы карбонатных пород.

3.Основные области карбонатонакопления.

4.Характер карбонатонакопления в фанерозое.

Литература к теме 4

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009, 335 с.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

Рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы. М.: ПИН,

2011. 230 с.

Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л. Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

Уилсон Д.Л. Карбонатные фации в геологической истории: пер. с англ. М.: Недра, 1980. 470 с.

Тема 5. КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Кремнистые породы относятся к формациеобразующим породам, хотя их количественная роль неизмеримо меньше трех основных групп пород, слагающих осадочную оболочку, – глин, карбонатных и обломочных пород. Они составляют 2,3 % от общего объема осадочных пород стратисферы, причем в континентальном секторе их доля равна 1,9 %.

17

Пластовые кремнистые породы. Опаловые породы достаточно отчетливо подразделяются на две группы: с биоморфной структурой

–диатомиты, радиоляриты и спонголиты, и с абиоморфной структурой – трепелы и опоки.

Халцедон-кварцевые породы. Породы этой группы часто являются в той или иной степени метаморфизованными, но первично осадочное их образование обусловливает то обстоятельство, что они, как правило, рассматриваются в курсах литологии. К этой группе относятся яшмы, фтаниты, лидиты, кремнистые сланцы и джеспилиты.

Конкреционные кремнистые образования, или просто кремни, по объему значительно уступают пластовым кремнистым породам, однако развиты достаточно широко и в отложениях разных петрографических типов, но главным образом в известняках (включая мел) и доломитах, реже мергелях, фосфоритах, еще реже – в песчано-алев- ритовых и глинистых породах.

Корковые кремнистые породы. Кремнистые породы этой группы развиты весьма ограниченно и включают генетически различные образования. Гейзериты (geyserite) и кремнистые туфы (siliceous sinter)

–светлые пористые породы опалового состава, образуют натеки, корки, иногда тела неправильной формы, но состоящие в целом из отдельных сросшихся корочек.

Некоторые черты эволюции кремнистых пород. Прежде всего,

установлена смена минеральных ассоциаций – кварцевой в докембрии, халцедон-кварцевой в палеозое и частично мезозое на опалкристобалитовую со второй половины мезозоя, которая стала практически единственной в кайнозое.

Внастоящее время основной причиной этого считается переход опала в древних толщах в устойчивые минералы, поскольку предполагается, что первичное осаждение кремнезема происходило в основном в форме опала.

Вдокембрии практически единственным представителем кремнистых пород являются джеспилиты, широко развитые на древних платформах. Установлено три этапа образования этих пород – середина архея (3,5–3,0 млрд лет), самая грандиозная эпоха в раннем протерозое (2,5–2,0 млрд лет) и небольшая венд-кембрийская (675–570 млн лет), причем небольшие месторождения имеются и в палеозое – Батерст в Канаде (ордовик) и Тайнаф в Ирландии (карбон).

18

Палеозой – это эра развития яшм, фтанитов и вообще кремнистых сланцев, хотя появились они, видимо, в верхах докембрия (яшмы Казахстана, фтаниты Западных Саян). При этом фтаниты закончили свое развитие практически в девоне, а наиболее молодые яшмы известны даже в низах палеогена (Карпаты, Новая Каледония, Греция).

Кремненакопление на платформах четко разделяется на два этапа

– в докембрии формировались железистые кварциты, со второй половины мела и особенно кайнозое – диатомиты, трепелы, опоки, которые обусловили появление специфической – опоковой формации. Отдельные палеозойские толщи повышенной кремнистости известны и на платформах, например, доманик востока Восточно-Ев- ропейской платформы, но здесь формируются преимущественно конкреционные кремни. Палеозойские толщи развиты в краевых частях платформ и в какой-то степени являются «отголоском» кремненакопления в смежных океанах.

Вопросы к теме 5

1.Основные типы кремнистых пород.

2.Основные эпохи кремненакопления.

3.Характерные особенности кремненакопления в докембрии.

4.Характерные особенности кремненакопления в фанерозое.

Литература к теме 5

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009.

335 с.

Кремнистые породы СССР. Казань, 1976. 212 с.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л.Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

Тема 6. ЖЕЛЕЗИСТЫЕ ПОРОДЫ

Породы этой группы включают в себя различные по вещественному – минеральному – составу породы, объединенные лишь наличием повышенных содержаний железа. По ассоциациям железосодержащих минералов их, с определенной степенью условности,

19

можно разделить на три вида: оксидные – гидроксидные, карбонатные и алюмосиликатные.

Наиболее распространенными являются железистые породы – руды, сложенные оксидами и гидроксидами железа. К ним прежде всего относятся докембрийские железистые кварциты, или джеспилиты, представляющие собой тонкое переслаивание слойков магнетита и частично гематита с кварцем.

Собственно, осадочными являются бурые железняки, основным породообразующими железосодержащими минералами которых являются гётит HFeO2, лепидокрокит – минерал того же химического состава, но иной структуры – FeOOH, гидрогётит HFeO2 HH2O. Ассоциация этих минералов обычно называется лимонитом. Среди нерудных компонентов присутствуют различные глинистые минералы, аутигенные минералы кремнезема, кальцит, терригенные примеси.

Карбонатные железистые осадочные породы сложены в основном минералом сидеритом FeCO3, а также минералами изоморфного ряда сидерит – магнезит (сидероплезит, пистомезит) и сидерит – доломит (анкерит). Протерозойские сидеритовые породы серые, темно-серые, плотные кристаллические. Фанерозойские сидериты – темно-серые, почти черные с зеленоватым оттенком, часто имеют конкреционную и линзовидно-пластовую форму и залегают среди темноцветных глинистых пород. В поверхностных условиях двухвалентное железо сидерита легко окисляется до трехвалентного, поэтому на поверхности цвет становится желтоватым, буроватым.

Силикатные железистые породы сложены алюмосиликатами группы железистых хлоритов – лептохлоритов. Основными породообразующими минералами являются шамозит и реже тюрингит. Кроме того, присутствуют фосфаты железа, часто сложные – вивианит, керчинит или кальциоферит. Наряду с этими породообразующими минералами часты гидроксиды железа, сидерит, кальцит, глинистые минералы и обломочный материал.

Происхождение железистых пород достаточно разнообразно. Многие бурые известняки образуются в озерах, речных и при- брежно-морских условиях, где железо, мигрируя в форме коллоидальных гидроксидов и органоминеральных коллоидов, выпадает в осадок при участии бактерий (озерные бобовые руды), под действием электролитов (морская вода).

20