ГЕОЛОГИЯ лекции

151

-литоральную (приливно-отливную, периодически затопляемую и осушаемую в результате чередования приливов и отливов);

-сублиторальную, которая выделяется глубже литорали как зона распространения на дне высших водорослей;

-эпибатиальную – внешнюю периферию шельфа, глубже зоны распространения высших водорослей.

2. Батиальная область приурочена к континентальному склону. Эта область значительно беднее бентосной фауной, чем неритовая. Кроме того, для неё характерен иной видовой состав организмов.

3. Абиссальная область – самая глубоководная и бедная жизнью зона Мирового океана. Скудность органического мира обусловлена тем, что солнечный свет – основной источник энергии для биологических процессов – на такие глубины совершенно не проникает. Отдельные «оазисы» жизни существуют на таких глубинах лишь в областях действия термальных источников, преимущественно в осевых частях срединно-океанических хребтов. Здесь формируются очень специфические биоценозы, для которых энергия этих источников (то есть глубинная энергия Земли) заменяет солнечную.

4. Пелагическая область – толща вод Мирового океана, населённая нектонными (активно плавающими) и планктонными (пассивно переносимыми водой) организмами.

Основной объём биогенного материала, накапливающегося на океаническом дне – это остатки планктонных организмов (радиолярий, фораминифер, известковых и диатомовых водорослей и т.д.). Их остатки могут иметь либо кремнистый (радиолярии, диатомовые), либо известковый состав. Соответственно, на дне океана могут накапливаться либо кремнистые, либо карбонат- ные илы. Их распределение подчинено влиянию двух факторов: климатического и глубинности осадконакопления. Диатомовые илы кремнистого состава накапливаются исключительно в холодных водах приполярных районов обоих полушарий. В более тёплых водах умеренных и, в особенности, тропических широт характерно накопление карбонатных илов.

Роль фактора глубинности обусловлена тем, что с увеличением глубины,

врезультате роста парциального давления СО2, растёт растворимость карбонатных солей. Увеличение их растворимости отмечается начиная с глубин 4000 м, а после 4500 м этот процесс становится очень активным. Поэтому данная глубина рассматривается как критическая глубина карбонатонакоп-

ления. Глубже этого уровня карбонатные скелетные остатки растворяются, и могут накапливаться илы только кремнистого состава.

На шельфе существенный вклад в биогенное осадконакопление вносят, наряду с планктоном, остатки бентосных организмов, в том числе многоклеточных – моллюсков, иглокожих, брахиопод и др. Здесь могут накапливаться не только карбонатные илы, но и обломочные осадки известкового состава (сложенные обломками раковин и других известковых скелетных образований). Наиболее специфическими образованиями, характерными для мелководий тёплых морей, являются карбонатные органогенные постройки – рифо- вые массивы. Ведущими организмами-рифостроителями в современных мо-

152

рях являются коралловые полипы. Кораллы являются морскими бентосными организмами, ведущими прикреплённый образ жизни. Многие из них извлекают из морской воды растворённую в ней известь и используют её для строительства внешнего скелета – известковых ячеек, внутри которых и живут сами полипы. Так как большинство коралловых полипов – организмы колониальные, они формируют на морском дне крупные сообщества. Продуктом жизнедеятельности их и становятся крупные органогенные массивы карбонатного состава, которые могут достигать огромных размеров. Крупнейший из современных рифовых массивов – Большой Барьерный риф у восточных берегов Австралии – вытянут на 2000 км при ширине около 150 км и мощности рифовых образований до 150 м. Коралловые рифы являются зонами самой высокой биологической продуктивности и максимального видового разнообразия в Мировом океане. Поэтому существенный вклад в формирование рифов вносит накопление скелетных остатков других обитающих здесь животных – моллюсков, мшанок, иглокожих и др.

В геологическом прошлом роль ведущих организмов-рифостроителей играли не только кораллы. В начале кембрийского периода (около 530 миллионов лет назад), ещё до появления кораллов, эту функцию выполняли примитивные низшие многоклеточные – археоциаты, ныне полностью вымершие. Известняковые рифовые массивы, построенные ими на дне кембрийского моря, широко распространены по всему югу Красноярского края. Один из таких массивов целиком слагает в настоящее время Торгашинский хребет на окраине г. Красноярска. Изредка на роль ведущих рифостроителей выдвигались также некоторые виды мшанок или моллюсков.

Специфическим видом морского карбонатонакопления является образование строматолитов – слоистых карбонатных осадков, формирующихся в результате жизнедеятельности цианобионтов (сине-зелёных водорослей). Механизм формирования этих осадков не является чисто биогенным – его, скорее, следует рассматривать как биогенно-хемогенный. Сине-зелёные водоросли, в результате своей жизнедеятельности, насыщают морскую воду кислородом. В результате растворимость карбонатных солей вокруг их колоний резко снижается, и они выпадают в осадок. В настоящее время этот процесс имеет очень ограниченное распространение. Его проявления наблюдаются в некоторых мелководных заливах тропических морей. Но в отдалённом геологическом прошлом, а именно в протерозойское время (более 600 миллионов лет назад), накопление строматолитовых отложений было очень масштабным. Благоприятные условия для этого существовали, видимо, в связи с более высоким содержанием карбонатных солей в водах Мирового океана.

Транспортировка и седиментация терригенного материала в океане.

Ведущим агентом транспортировки обломочного материала, поступающего с континента, вглубь океана, являются суспензионные потоки. Они переносят материал глинистой, алевритовой и песчаной размерности, иногда с примесью гравия и мелкой гальки. Большая часть суспензионных потоков

153

берёт своё начало вблизи устьев рек, где скапливаются большие объёмы вынесенного с суши материала. Отсюда излишки дельтовых осадков периодически уносятся через весь шельф и область континентального склона к его подножью. Проходя постоянно одними и теми же путями, суспензионные потоки выполняют на дне большую эрозионную работу. Её результатом является формирование глубоких подводных каньонов, прорезающих континентальный склон сверху донизу.

Основной объём материала, транспортируемого суспензионными потоками, отлагается у континентального подножья. Здесь, в устьях подводных каньонов, формируются конуса выноса, морфологически сходные с конусами выноса в устьях оврагов и сухих логов. Часто эти конуса сливаются в протяжённые шлейфы, покрывающие обширные пространства абиссальных равнин вдоль подножья континентального склона. Отложения суспензионных потоков – турбидиты – характеризуются специфической градационной слоистостью. Её возникновение обусловлено тем, что после прекращения движения суспензионного потока вначале оседают на дно частицы наиболее крупного размера, а выше постепенно отлагается всё более мелкий материал. В результате формируется ритмично-слоистая толща, сложенная однообразно построенными пакетами осадков. В основании каждого пакета (элементарного ритма) залегает наиболее грубый материал (крупный песок, иногда – гравий и галька); выше он постепенно сменяется мелким песком, далее – алевритов и, в самом верху – глиной. Слой глинистого осадка всегда с резко выраженной границей перекрывается грубообломочным основанием следующего элементарного ритма.

На наиболее крутых участках континентального склона возможен под- водно-оползневой перенос обломочного материала. В результате схода подводных оползней накапливаются отложения, представляющие собой хаотичную смесь обломочного материала разной размерности. Подводнооползневые образования, содержащие в своём составе обломки крупных размеров – олистолиты, называются олистостромами. Размеры наиболее крупных олистолитов могут достигать сотен метров и даже километров в поперечнике. Это гигантские цельные блоки, отколовшиеся от подводного склона, сползшие по нему под действием силы тяжести и захороненные среди более молодых осадков.

Часть наиболее тонкого взвешенного материала может осаждаться на некотором удалении от непосредственной зоны деятельности суспензионных потоков и подводных оползней. В результате формируются алевритоглинистые илы, пользующиеся распространением в глубокой части шельфа и на континентальном склоне. Нередко алеврито-глинистая смесь осаждается совместно с биогенным материалом, и тогда формируются илы смешанного состава.

Другие механизмы поступления терригенного материала во внутренние области океана – ледниковый и эоловый. Ледовые массы покровных ледников могут достигать края суши и спускаться непосредственно в океан, формируя шельфовые ледники. Вместе с ледовыми сюда массами поступает и разнооб-

154

разный по размерности обломочный материал внутренних морен. По мере таяния края и основания шельфового ледника этот материал высвобождается и отлагается на морском дне. В результате накапливаются осадки смешанного ледниково-морского происхождения. В современном Мировом океане такие осадки развиты широкими полосами вокруг Антарктиды и Гренландии. Основной их объём отлагается в пределах шельфа, но часть распространяется также на площади континентального склона и прилегающих абиссальных равнин. Некоторая часть обломочного материала морен может поставляться одиночными айсбергами далеко от берегов, в том числе в умеренные широты. После таяния айсберга обломки попадают на дно океана, оказываясь в самых разных его областях, где образуют чужеродную примесь в донных осадках. Терригенные продукты эоловой транспортировки представлены пылью, которая может выноситься с суши на расстояние до нескольких тысяч километров от берега. Перемещённые таким путём частицы входят составной частью в океанические осадки полигенного (смешанного) происхождения.

Хемогенная седиментация в океане.

Процессы хемогенного осадконакопления проявлены в Мировом океане локально. Но для некоторых участков они достаточно характерны, и их проявления могут служить индикаторами определённых обстановок.

Карбонатная хемогенная седиментация возможна в некоторых участках шельфа, а именно на дне тёплых мелководных морей и заливов. Этот процесс может совмещаться с биогенным карбонатонакоплением. Поэтому нередко можно встретить карбонатные илы смешанного, биохемогенного происхождения.

Хемогенные фосфориты (осадки фосфатного состава) могут накапливаться на внешней окраине шельфа на участках апвеллинга – восходящих течений, приносящих глубинные воды, обогащённые растворённым фосфатным веществом. Здесь, в результате снижения содержания СО2, растворимость его падает, и формируются фосфатные осадки.

Специфические по составу металлоносные осадки накапливаются в рифтовых долинах срединно-океанических хребтов. Это хемогенные отложения, значительно обогащённые железом, медью, марганцем и рядом других химических элементов. Их накопление – результат деятельности многочисленных термальных источников, выносящих в придонную часть океана высокоминерализованные растворы. Минерализация этих растворов может достигать 500 мг/л. Струи такой высокоминерализованной воды, в сравнении с окружающей их обычной морской водой, практически не пропускают света. Поэтому данные подводные источники получили название «чёрных курильщиков». Для выносимых ими растворов характерны высокие содержания химических элементов, растворимых в восстановительной среде. Попадая в морские воды, содержащие свободный кислород, они теряют свою подвижность и выпадают в осадок (действие окислительного геохимического барьера). Нередко осаждающиеся в этом процессе вещества формируют целые рудные постройки вокруг выходов источников.

155

Накопление вулканогенно-обломочного материала на дне океана.

Ещё один компонент, который может играть важную роль в составе донных океанических осадков – это пирокластический (вулканогеннообломочный) материал. Он представлен вулканическим пеплом и другими продуктами эксплозивных (взрывных) извержений надводных или подводных вулканов. Вблизи от центров вулканических извержений пирокластический материал может слагать основную часть объёма донных осадков. На удалении он в различных пропорциях смешивается с осадочным материалом иного происхождения.

Полигенные глубоководные отложения.

Полигенными называются отложения, которые сложены материалом, поступившим из различных источников и осаждённым разными способами. Для глубоководных, наиболее удалённых от побережий частей Мирового океана, характерен специфический тип полигенных отложений - глубоководные красные глины. Это красновато-коричневые илы преимущественно глинистого состава. 70-90% их объёма сложено частицами глинистой размерности. В их сложении принимают участие глинистые частицы, принесённые с суши, эоловая пыль, вулканический пепел, частицы «космической пыли» (мельчайшие метеорные шарики никелево-железистого состава), остатки планктонных микроорганизмов. В качестве примеси могут присутствовать костные остатки позвоночных (зубы акул и т.д.), а также материал, принесённый айсбергами. Существенная доля «космической пыли», масштабы поступления которой в атмосферу Земли ничтожны, свидетельствуют о чрезвычайно низких скоростях накопления «красных глин». По оценкам она составляет около 1 мм за тысячу лет.

Зональность осадконакопления в океанах.

Распределение разнообразных седиментационных процессов на дне Мирового океана имеет зональный характер. При этом проявлено несколько типов зональности, обусловленных влиянием различных природных факторов.

1.Климатическая зональность имеет широтный характер. Распределение её элементов соответствует климатической зональности земной атмосферы. Этому типу зональности подчинено распределение в океане значительной части биогенных осадков: диатомовых илов, карбонатных осадков на шельфах и т.д., а также органогенных (рифовых) построек. От климатического фактора зависит и распределение ледниково-морских отложений.

2.Вертикальная зональность в наибольшей мере проявлена в распределении биогенных осадков. Ей подчинено распределение биогенных и кремнистых илов в зависимости от глубинности осадконакопления. Рамками определённых глубин ограничены процессы рифообразования, а также накопление биогенных отложений, сформированных остатками определённых видов бентосной фауны.

3.Циркумконтинентальная зональность обуславливает закономерную смену типов донных осадков в океане по мере удаления от береговой линии. Она определяется различиями в количестве материала, поступающего в оке-

156

ан с суши, а также в механизме его транспортировки и седиментации. Своими специфическими комплексами осадков характеризуются прибрежные зоны, область шельфа, континентальный склон и абиссальные равнины.

4. Тектоническая зональность обусловлена приуроченностью некоторых седиментационных процессов к конкретным тектоническим структурам в пределах океана. Ею контролируется размещение металлоносных осадков в рифтах срединно-океанических хребтов, а также накопление вулканогеннообломочного материала.

ДИАГЕНЕЗ

Под диагенезом понимается сложный комплекса геологических процессов, приводящих в конечном счёте к литификации рыхлого осадка – его преобразованию в прочную горную породу. Свой вклад в осуществление процессов диагенеза вносят:

-статическая нагрузка перекрывающих отложений;

-циркуляция водных растворов;

-деятельность микроорганизмов;

-химические реакции, протекающие в результате изменения окисли- тельно-восстановительных условий и других параметров среды.

В числе диагенетических процессов можно назвать следующие:

1.Уплотнение осадка.

2.Потеря воды (частичная или полная).

3.Цементация – скрепление разрозненных частиц осадка каким-либо связующим веществом. Основной способ цементации – гидрохимический, являющийся результатом осаждения тех или иных веществ из циркулирующих в осадке водных растворов. Осаждение может осуществляться в результате тех или иных химических взаимодействий, либо вследствие испарения воды. В зависимости от конкретных условий может формироваться цемент различного вещественного состава. Наиболее распространёнными типами цемента являются

- глинистый, когда связующее вещество представлено плотной массой мельчайших частиц глинистых минералов;

- железистый (или марганцовисто-железистый), представленный гидрооксидными соединениями этих металлов;

- кремнистый – аморфный кремнезём (опал), в дальнейшем постепенно теряющий воду и превращающийся в халцедон;

- известковистый.

4.Перекристаллизация – при диагенезе сравнительно редкий процесс

ипроявлен, как правило, весьма слабо (может доходить до формирования микрозернистых структур в осадках хемогенного происхождения). В относительно большей мере диагенетической перекристаллизации подвержены соляные осадки.

157

5.Разложение органического вещества. Конечными продуктами распада органических углеводородных соединений являются, главным образом, вода и углекислый газ. Промежуточными – различные органические кислоты

идругие соединения. Важную роль в процессах разложения органического вещества играет деятельность микроорганизмов. Характер их существенно зависит от наличия или отсутствия доступа свободного кислорода. Химическая активность продуктов разложения органического вещества играет важную роль в изменениях химических параметров среды при диагенезе, обуславливает протекание при диагенезе разнообразных химических реакций.

6.Образование новых минералов и перераспределение минерального вещества. Процессы диагенетического минералообразования протекают в результате различных по направленности (в зависимости от конкретных местных условий) изменений параметров среды и отличаются большим разнообразием.

158

Тема 1.9. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ТЕКТОНОСФЕРЫ

Основные глобальные структуры Земли Поверхность Земли разделяется на континенты и океаны. Возвышенное

положение континентов и погруженное - заполненных водой океанических впадин обусловлено тем, что строение и состав земной коры под океанами и континентами различны. Соответственно, выделяются два типа земной коры: океаническая и континентальная.

О к е а н и ч е с к а я к о р а является более тонкой и относительно проста по строению. Она имеет мощность 5-8 км и состоит из двух основных слоев. Основной ее объем сложен базальтами и другими близкими к ним по составу магматическими породами (базальтовый слой), на поверхности которого залегает тонкий слой горизонтально залегающих донных океанических осадков (осадочный слой). На границе между ними можно также выделить переходный слой, в котором переслаиваются базальты и осадочные породы.

К о н т и н е н т а л ь н а я к о р а имеет значительно большую мощность (в среднем около 35 км, а местами до 60-70 км). Ее верхний осадочный слой развит не повсеместно, резко изменчив по мощности, а залегание слагающих его осадочных пород, в отличие от океанической коры, очень разнообразно. Основную часть объема континентальной коры слагает располагающийся ниже гранитно-метаморфический слой (в основном сложенный гранитами и близкими к ним по составу магматическими и метаморфическими породами). Нижнюю часть континентальной коры занимает слой, по физическим свойствам (и, вероятно, по составу) близкий к базальтовому слою океанов. Но, в отличие от океанической коры, он залегает на большой глубине, прямому наблюдению недоступен, а потому называется «базальтовым» с большой долей условности. Некоторая часть геологов считает его полным аналогом базальтового слоя океанов, но есть и другие точки зрения относительно его состава и строения.

Пограничные области между океанами и континентами часто сложены корой переходного типа, занимающей по составу и строению промежуточное положение между двумя основными типами.

Важнейшие различия между обоими типами земной коры заключаются в значительно большей мощности и одновременно меньшей плотности континентальной коры, что обусловлено ведущей ролью в ее составе гранитнометаморфического слоя, не имеющего аналогов в земной коре океанов.

Общие сведения о тектоническом строении и развитии материков

Исторически сложилось так, что геологическое строение континентов стало изучаться значительно раньше, чем геология дна океанов (просто потому, что последнее долго оставалось мало доступным для геологов). В результате первые тектонические закономерности были выявлены и наиболее детально разработаны на основе изучения геологии континентов. На этих же

159

материалах базировались и первые тектонические теории. Поэтому и мы, следуя за ходом исторического развития научной мысли, первоначально рассмотрим закономерности строения и развития земной коры континентального типа.

Геологическое строение континентов резко неоднородно в различных их частях. В одних областях породы самого верхнего (осадочного) слоя земной коры залегают почти или совсем горизонтально, а в других они смяты в разнообразные, в том числе очень сложные складки, разбиты многочисленными разломами. К первым обычно приурочены равнины и плоскогорья, для вторых характерен горный рельеф. Первые были названы платформами, вторые

– складчатыми областями.

Было установлено, что складчатые области сложены главным образом мощными толщами осадочных и вулканогенных образований морского происхождения. На этом основании американский геолог второй половины XIX

в. Дж. Дэна высказал предположение, что накопление их должно было происходить в пределах узких и протяжённых участков земной коры, имевших на протяжении десятков миллионов лет тенденцию к устойчивому опусканию. Такие гипотетические прогибы он назвал геосинклиналями.

Учение о геосинклиналях сыграло очень важную роль в развитии представлений о формировании земной коры. Изучая складчатые области в разных районах земли, геологи установили, что в них всегда закономерно повторяются одни и те же особенности возрастных и структурных взаимоотношений горных пород различного состава и происхождения. В результате было сформировано представление, что, любая геосинклиналь проходит в своем развитии определенные стадии, каждая из которых характеризуется свойственными только для нее особенностями процессов осадконакопления, магматизма, метаморфизма, а также формирования складчатых и разрывных структур.

Начальная стадия характеризуется накоплением большого объема вулканогенных пород базальтоидного состава, большей частью зеленокаменно измененных, а также кремнистых пород, глинистых сланцев и реже – известняков (в основном слагающих рифовые постройки). С нею же связано формирование крупных тел плутонических пород ультраосновного и основного состава, которые слагают в структуре складчатых областей протяженные пояса, названные офиолитовыми.

Вторая стадия развития геосинклинали называется также инверсионной, так как в это время происходит частичное обращение (инверсия) тектонического режима: на фоне прогиба начинают формироваться отдельные поднятия. Формируются эти поднятия, главным образом, в результате активной вулканической деятельности. Однако состав вулканических пород отличается

всравнении с первой стадией большей кислотностью и отвечает преимущественно андезитовому. Вокруг поднятий идёт накопление очень своеобразных мощных толщ терригенных пород, которые отличаются характерной ритмичной (однообразно повторяемой) слоистостью. В основании каждого ритма залегают грубозернистые породы (грубозернистые песчаники, граве-

160

литы, иногда конгломераты), а вверх по напластованию наблюдается постепенный переход к более тонкозернистым породам, вплоть до глинистых, иногда до карбонатных. Сверху такой ритм опять перекрывается грубозернистой подошвой следующего, причём с очень резкой границей, и такая картина многократно повторяется по разрезу всей толщи. Слоистость такого типа получила название градационной. В других частях геосинклинали одновременно может происходить накопление мощных толщ карбонатных пород, в том числе рифовых известняков. С этой же стадией связано внедрение разнообразных сложных по составу интрузий (габбро-плагиогранитных, диоритгранодиоритовых, габбро-сиенитовых). На данной стадии отмечается частичная складчатая деформация осадочных и вулканогенных пород, во время которой они могут быть слабо метаморфизованы.

В дальнейшем наступает третья стадия развития геосинклинали, характеризующаяся общей инверсией (поднятием всей территории) и общей складчатостью, в результате чего и образуется складчатая область. Этот процесс сопровождается глубоким метаморфизмом значительной части осадочных и магматических пород, накопившихся на предшествующих стадиях. Там, где при этом повышение температуры оказывается достаточно значительным, начинается частичное плавление метаморфизованных пород, то есть метаморфический процесс переходит в ультраметаморфический. В результате выплавляются большие объёмы гранитной магмы, которая внедряется в вышележащие слои и формирует многочисленные гранитные интрузии. В результате складчатости земная кора на соответствующем участке резко утолщается, а в результате метаморфизма и образования гранитных расплавов формируется гранитно-метаморфический слой.

Заключительная стадия геосинклинального развития, иногда выделяемая

всамостоятельный – орогенный (горообразовательный) – этап отличается нарастающими восходящими тектоническими движениями, в результате которых формируются горные поднятия и разделяющие их прогибы. В прогибах и по периферии складчатой области в целом накапливаются мощные континентальные (в меньшей мере лагунные и прибрежно-морские) толщи грубообломочных терригенных пород, образованных из продуктов разрушения горных поднятий.

Установление стадийности геосинклинального развития позволило геологам сделать важный вывод: формирование складчатой области начинается

вокеанических условиях на коре океанического типа, и лишь затем, в результате сложного многостадийного процесса на её территории формируется континентальная кора и она становится частью континента. Это говорит о направленном, эволюционном характере развития земной коры, сопровождающемся усложнением ее строения (континентальная кора в целом устроена сложнее океанической). Правда, некоторые геологи из числа сторонников геосинклинальной теории, выдвигали идею о возможности обратного процесса – превращения континентальной коры в океаническую. Но какимилибо достаточно достоверными геологическими наблюдениями эта идея не