Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология

Подождите немного. Документ загружается.

Рис. 18. Циклическое строение угленосных отложений Донбасса (по

JI. Н. Ботвинкнной).

I — литологическая колонка (1

, 1б'-угольные пласты); II — колонка фаций (1, 2,

3 — циклы осадконакопления); III — кривая цикличности, 1 — известняк; 2— известко-

вистый аргиллит; 3—аргиллит; 4—переслаивание алевролитов; 5—авлевролит; 6—

чередование тонких слоев песчаника и алевролита: 7 — песчаник мелкозернистый; 8 —

песчаник среднезернистый. Отложения: 9 — морские глинистые, 10 — морские извест-

ковистые, 11 —лагунные глиннсто-алевритовые, /2—торфяного болота. 13 — озерные.

14—морские алевритовые зоны волнений. 15 — морские песчаные зоны течений: 16—

лагунные алевритово-песчаные зоны волнений, 17 — болотные

органики и пластами углей. Завершается цикл трансгрессивной

серией, в нижней части обычно представленной глинистыми по-

родами с остатками прибрежно-морской и морской фауны,

выше по разрезу замещаемыми мергелями и известняками мор-

ского генезиса. Все эти отложения и составляют цикл. В даль-

нейшем, на фоне продолжающегося регионального погружения,

вновь проявляются кратковременные восходящие движения,

дающие начало новому циклу. Серия циклов подобного рода,

Pua 19. Интенсивность

образования карбонат-

ных и обломочных пород

на Русской платформе

(по А. Б. Pонову,

1949 г.).

Породы: 1 — карбонатные:

2 — обломочные

последовательно сменяющих друг друга, образует угленосную

формацию.

В других ландшафтно-климатических условиях образуются

циклы иного литологического состава и строения. Цикличность

в разрезе кунгурского яруса нижней перми по материалам бу-

рения Биикжальской сверхглубокой скважины (Прикаспийская

впадина) выражена чередованием пластов ангидрита толщиной

5—20 м с пластами доломита и глин толщиной 2—7 м. Общая

мощность цикла колеблется в пределах 9—23 м.

В послерифейских отложениях Η. М. Страхов выделил 12—

13 основных осадочных ритмов (макроциклов по Н. Б. Baccoe-

вичу) продолжительностью 40—60 млн. лет. Возникновение их

он связывает с орогеническими фазами, при этом последова-

тельно происходят трансгрессия бассейна (океана), стабилиза-

ция режима, регрессия и вновь стабилизация. В каждый из

этапов ритма накапливается свой комплекс осадков. Вместе

с тем, в каждом ритме одноименные стадии повторяются, по-

этому набор осадков и последовательность их залегания в каж-

дом последующем комплексе имеют большое сходство с преды-

дущим.

Периодичность осадконакопления самого высшего порядка

впервые была намечена Л. В. Пустоваловым в фанерозойских

отложениях (1940 г.). По его представлениям периоды осадко-

накопления продолжительностью 150—200 млн. лет разделя-

ются крупнейшими тектоническими фазами — каледонской, гер-

цинской и альпийской (рис. 19). Следует отметить, что перио-

дичность этого вида проявляется менее четко, чем рассмотрен-

ные выше. Это отражает общую закономерность периодично-

сти— чем выше ее порядок, тем менее четко она выражена.

Одна из основных причин этой закономерности — эволюция

осадочного процесса.

Первопричиной периодичности высшего порядка считают

возмущающее влияние центральных масс Галактики на Сол-

нечную систему (в которой на массу самого Солнца прихо-

дится 99,87 %)- Происходящие в результате этого изменения

формы орбиты, скорости движения, активности физических про-

цессов на Солнце, влияют на параметры движения, тектониче-

скую активность и климат Земли. Последние в свою очередь

вызывают изменение условий седиментогенеза и состава откла-

дывающегося осадка.

§ 2. ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНОГО ПРОЦЕССА

Образование осадочных пород на протяжении геологической

истории Земли происходило в обстановке постепенного и по-

стоянного изменения формы движения планеты, тектонической

активности, физических условий в ее недрах и на поверхности,

развития органического мира. Все это вызывало определенные

качественные и количественные изменения в составе возникав-

ших осадков. Такие изменения являются выражением философ-

ского закона (понятия) «отрицание отрицания». Его сущность

заключается в том, что развитие (мира) происходит от низ-

шего к высшему, от простого к сложному. Новое возникает на

базе уже существующего, достигнутого ранее на предыдущих

этапах развития. Таким образом новое является более высокой

ступенью по сравнению со старым на пути поступательного

развития (по восходящей спирали).

Для объяснения природных явлений и процессов Ч. Лайель

(1830—1833 гг.) ввел в геологию принцип актуализма, согласно

которому в геологическом прошлом действовали те же силы и

с такой же интенсивностью, как в настоящее время, а ход

геологических процессов был таким же, как и сейчас. Л. В. Пу-

стовалов, рассматривая сильные и слабые стороны метода ак-

туализма в геологии уже в 1940 г., отмечал, что нельзя авто-

матически переносить условия образования современных осад-

ков на древние отложения. Он считал, что выявление геологи-

ческих обстановок по материалам изучения современных отло-

жений возможно, но необходимы «поправки на время».

Развивая актуализм как метод исследования, Н. М. Страхов

отметил его ограниченную применимость к различным сторо-

нам геологической жизни Земли. Он считал, что метод актуа-

лизма в литологии может быть использован при изучении оса-

дочного процесса в фанерозойское время — от (500—600)-10

лет до современности. На более древние осадочные образова-

ния распространение метода нецелесообразно в связи с (хотя

и медленной) эволюцией форм осадочного процесса и, как след-

ствие, возможными большими погрешностями.

Практически эволюция осадочного процесса заключается

в том, что со временем образование одних осадков постепенно

затухает, но взамен из тех же компонентов образуются другие,

Таблица 10

Состав атмосферы планет, %

Газы атмосферы

Венера

Земля

Марс

Азот 2

78,084 2—3

Кислород

0.1

20,946

0,1—0,4

Углекислый газ 97 0,033 95

Аргон

—

0,934 1—2

Пары воды 0,01 1—7 0,2

Прочие

0,003

Давление, гПа

91170 1013

6.1

отличающиеся по минеральному составу, строению и физико-

химическим свойствам. Такие преобразования обусловлены

всем ходом развития Земли и связаны с эволюцией ее внеш-

них оболочек, атмосферы, гидросферы, литосферы, а позднее

и биосферы.

Атмосфера Земли по современным представлениям, воз-

никла из продуктов дегазации верхней мантии при ее зонной

плавке. Из недр планеты выделялись пары воды, углекислота,

окись углерода, водород, аммиак, сероводород, метан, хлори-

стый водород и некоторые другие газы, которые и образовали

первичную атмосферу. Ее состав существенно отличался от со-

временной. По-видимому, первичная атмосфера Земли по со-

ставу была близка к современной газовой оболочке планет

земной группы (табл. 10). Последующее существенное пониже-

ние содержания углекислого газа в атмосфере Земли может

быть объяснено переходом его в связанное состояние.

Огромное количество CO

вошло в состав карбонатных ми-

нералов, главным образом кальцита и доломита, которые, как

известно, образуют мощные толщи (в сотни и даже тысячи мет-

ров) известняков, доломитов, мела. Кроме того, углерод, вхо-

дящий в состав CO

,— один из основных компонентов углеводо-

родов, каменных углей, горючих сланцев, торфа и т. д. Повы-

шение доли азота и кислорода в атмосфере в значительной

мере произошло из-за перехода углекислоты из атмосферы

в связанное состояние. Кроме того, в результате фотосинтеза

зеленые растения извлекают углерод из углекислого газа и

освобождают кислород. Приближенные расчеты свидетельст-

вуют о сходстве первичной атмосферы Земли и современной

атмосферы Венеры.

Изменение содержания углекислоты в атмосфере Земли

оказало огромное влияние на физико-химические и биологиче-

Рис. 20. Содержание

в атмосфере Земли

в фанерозое (по

М. И. Будыко).

ские процессы. Известно, что углекислый газ и пары воды ад-

сорбируют инфракрасную радиацию, создавая так называемый

парниковый эффект. Подсчитано, что увеличение содержания

этого газа в атмосфере в 3 раза по сравнению с современным

должно повысить среднюю годовую температуру на поверхно-

сти Земли на 7,3—9,3

C. По расчетам, содержание углекис-

лоты в атмосфере на протяжении фанерозоя существенно ко-

лебалось (рис. 20), имея явную тенденцию к понижению.

В связи с этим большой интерес представляет эксперимент

американского биолога Р. Фарнелиуса, показавшего, что в ат-

мосфере, содержащей 0,5 % CO

(вместо 0,033 % в естествен-

ных условиях), темп роста кукурузы и подсолнечника увеличи-

вается примерно в 10 раз. Подобное, по-видимому, происходило

и в геологическом прошлом. Таким образом надо полагать, что

только за счет снижения содержания углекислоты обстановка

осадконакопления на планете в течение геологической истории

существенно изменялась.

Высвобождение кислорода из углекислоты в результате

жизнедеятельности зеленых растений способствовало постепен-

ному его накоплению в атмосфере. Ультрафиолетовая солнеч-

ная радиация высокой энергии, воздействуя на молекулу кис-

лорода (O

), вызывает образование двух атомов кислорода по-

вышенной активности. Взаимодействуя с молекулой кислорода,

они образуют озон (O

), который распространен в широком

диапазоне высот, но максимальные концентрации приурочены

к озоновому слою, расположенному на высоте 20—25 км над

поверхностью Земли. Толщина озонового слоя непостоянна.

Считалось, что она увеличивается, однако в 1979 г. было обна-

ружено, что количество озона над некоторыми участками пла-

неты существенно сократилось, особенно это заметно над Ан-

тарктидой, где образовалась «озонная дыра» площадью почти

5 млн. км

(«Правда» 19.12.1987 г.) и имеется тенденция к ее

увеличению. Это составляет определенную угрозу всему жи-

вому, так как озоновый слой поглощает часть ультрафиолето-

вой солнечной радиации и словно щит защищает от нее жизнь

на Земле. Основными причинами сокращения озона ученые

считают взаимодействие солнечной активности и облачного

стратосферного аэрозоля (особенно фреонов), вырабатывае-

мого промышленностью, и в результате деятельности человека

поступающего в атмосферу. В связи с этим к началу 1988 г. до

20 развитых стран мира, в том числе Советский Союз, при-

няли решение о запрещении производства и применения

фреонов.

Постепенное увеличение кислорода в атмосфере на протяже-

нии фанерозоя обуславливало интенсификацию окислительных

процессов и посредством этого влияло и влияет на эволюцию

осадочного процесса.

Гидросфера в настоящее время составляет 0,025 % массы

Земли и покрывает 70,8 % поверхности земного шара. Она

представляет собой совокупность океанов, морей, континен-

тальных водоемов и ледяных покровов. В современную эпоху

98,3 % массы гидросферы приходится - на моря и океаны,

1.6 % —на материковые льды. Несомненно, что в иные геологи-

ческие эпохи объем и количественные соотношения между раз-

личными формами гидросферы были иными. Полагают, что

океаны, в очертаниях близких к современным, возникли 150—

160 млн. лет назад. Протоокеаны существовали всегда — с мо-

мента появления воды и коры океанического типа, но имели

иные границы распространения. Индикаторы самых древних —

докембрийских и палеозойских океанов обнаружены на суше

(А. П. Лисицин, 1980 г.).

Соленость природных вод весьма разнообразна, но в Миро-

вом океане, составляющем основную часть гидросферы, она

составляет в среднем 3,5% при вариации от 3,3 до 3,7%. Мак-

симальная соленость наблюдается в зонах, тяготеющих к при-

экваториальным засушливым областям континентов. В столбе

океанической воды также наблюдаются небольшие колебания

солености, с общей тенденцией к повышению минерализации

с увеличением глубины. Воды рек, большинства озер, континен-

тальные и морские льды имеют значительно меньшую соле-

ность (табл. 11). В связи с этим в прибрежных зонах морей,

вблизи впадения крупных рек соленость вод также нередко бы-

вает значительно ниже нормы. Повышенной соленостью отли-

чаются некоторые водоемы, располагающиеся в областях жар-

кого засушливого климата (оз. Эльтон, Большое Соленое

в США, лагуна Кара-Богаз-Гол, внутриконтинентальное Мерт-

вое море).

Солевой состав морских и океанических вод в различных

частях современного Мирового океана довольно постоянен. Со-

став основных ионов, содержащихся в водах континентальных

водоемов такой же, как и в океанических (см. табл. 11), но ко-

личественные соотношения между ионами существенно отлича-

ются. Минерализация и солевой состав вод континентальных

водоемов в течение геологического и даже более коротких от-

резков времени могут существенно изменяться в результате из-

менения климата, изоляции водоемов, притока вод иного со-

става, деятельности человека и т. д. Воды Мирового океана

Таблица 11

Концентрация ионов в водах естественных водоемов, мг/л

Водоем

Катионы

Анионы

Сумма

ионов

Водоем

Na+

К+

Cl-

HCO

Сумма

ионов

Река Енисей

1,1

0,4

4,0 19,3 2,6

73,2 4,0 104,6

Река Дунай 4,4

0,9

13,5 58,2 2,6 236

15,4 331,0

Мировой океан

10 760

387

1294 413

353 142 2712

35 000

Оз. Иссык-Куль

1475

294

114

1585 240

2115

5823

Каспийское море

3112

732

326 5298 248

2881

670

Мертвое море

25 810 4450 23 220

7810

126 320

610

730 188 450

менее подвержены изменениям, но в течение геологического

времени изменились и они.

Согласно существующим представлениям, гидросфера обра-

зовалась из водяных паров и газов, отделившихся при дегаза-

ции материала, выплавляемого из верхней мантии Земли. По

представлениям академика А. П. Виноградова, первоначально

воды были кислыми вследствие растворения в них газообраз-

ных HCl, HF, H

S, HBr, CO

и других соединений, послужив-

ших источником анионов Cl

, F

, SO

, НСОз

. В результате

взаимодействия таких вод с горными породами Мировой океан

постепенно пополнился катионами Na+, К+, Ca

+, Mg

+ и дру-

гими, менее распространенными. Постепенно к началу фанеро-

зоя в значительной мере за счет понижения содержания угле-

кислоты, реакция вод стала щелочной (по Н. М. Страхову).

Существуют разные точки зрения о последующей эволюции вод

океана, но большинство советских геологов считают, что уже

к концу палеозоя — началу мезозоя солевой состав океанской

воды был близок к современному. Состав растворенных в воде

газов был, по-видимому, несколько иным. Была выше доля угле-

кислого газа и несколько ниже — кислорода. Соленость Миро-

вого океана в эти эпохи могла в небольших пределах коле-

баться хотя бы за счет оледенений, когда уровень воды в океа-

нах понижался на 100—150 м, а значительная часть шельфа

становилась сушей.

Температура вод Мирового океана тоже не оставалась по-

стоянной. На этот счет существуют различные точки зрения.

По данным исследования изотопов кислорода Е. К. Перри

(Perry Е. С.) с соавторами (1978 г.), анализа изменения гра-

витационной постоянной Ф. Хойлем (Hoyle F., 1972 г.) темпе-

ратура океана 3—3,8 млрд. лет назад составляла около

100 °С, 2—3 млрд. лет — 70 °С, 1 млрд. лет — 40 °С. Начиная

с палеозоя температура вод на поверхности стабилизировалась

и составляла 30—40 °С.

Земная кора — верхняя часть литосферы — один из важней-

ших источников материала для формирования осадочных по-

род. Она состоит (снизу вверх) из базальтового, гранитного

(включающего и метаморфические породы) и осадочного слоев.

Естественно, что в течение геологической истории земная кора

поставляла осадочный материал различного состава. Первона-

чально основным источником осадочного материала были лавы

и вулканический туф. Со временем появились метаморфиче-

ские породы. После появления воды на планете стали форми-

роваться хемогенные осадочные образования, а затем и био-

генные. Многие из них со временем попадали в область дену-

дации, вследствие чего осадочный материал усложнялся, ста-

новился многообразнее. Интеграция и дифференциация осадоч-

ного материала на путях переноса, неоднократное его переотло-

жение и созревание стали важными факторами эволюции оса-

дочного процесса.

Биосфера играет существенную роль в процессе эволюции

осадкообразования. Начиная с протерозоя роль организмов

в формировании осадков со временем все больше прогресси-

ровала. Органический мир постепенно развивался, что знаме-

новалось появлением все более высокоорганизованных орга-

низмов. К настоящему времени на Земле существуют около

500 тыс. видов растений и до 1500 тыс. видов животных орга-

низмов (в том числе свыше 1000 тыс. насекомых). Вместе

с развитием органического мира биосфера охватывала все но-

вые пространства — прибрежные зоны морей, пелагиаль, по-

верхность прибрежной, а затем и внутриконтинентальной суши,

внутренние водоемы, атмосферу и верхние толщи земной коры.

Биосфера заселена неравномерно. Организмы обитают преиму-

щественно в верхнем этаже гидросферы (примерно до глубины

100 м), на поверхности суши и в почвах, при этом в областях

оледенения материков и в пустынях органическая жизнь угне-

тена и скудна.

Минеральные скелетные остатки и органическое вещество,

представляющее собой продукты жизнедеятельности организ-

мов— важные составные части осадочных пород. Биомасса,

производимая организмами в течение геологической истории

Земли, количественно существенно колебалась, но в целом, по-

видимому, постепенно возрастала. По приближенной оценке

академика А. П. Виноградова, органическая продукция Миро-

вого океана в современную эпоху составляет 8,9· 10

т/год (что

соответствует примерно 2,5 кг/м

водного зеркала), а расти-

тельности суши —2-10

т/год. По мере эволюции жизни ме-

нялись и продукты жизнедеятельности организмов, накапливаю-

щихся в осадках. Это обусловило появление и эволюцию це-

лых групп пород—карбонатных, кремнистых, каустобиолитов

и др.

Таблица 12

Средний химический состав (%) осадочных толщ крупных

стратиграфических комплексов (по А. Энгелю)

Возраст отложеннй

(временной интервал,

млрд. лет)

SiO. AI

FeO

MgO

CaO Na

O K

Криптозой

Нижний докемб-

66,0 14,5

1,4

3,9 2,2

2,8 3,0

1,4

рий (3,2—2,5)

2,8

2,6

Средний докемб-

62,2 14,1 1,7

2,9 2,3

3,1

2,8

2,6

рий (2,5—1,8)

Фанерозой (0,6—0)

58,8

13,6

3,5 2,1

2,7 6,0

1,2 2,9

Изменение вещественного состава и физико-химических па-

раметров геосфер в течение геологической истории Земли стали

приводными рычагами эволюции осадочного процесса на пла-

нете. С этой позиции весьма интересны материалы об измене-

нии содержания главнейших элементов в осадочных толщах

Северной Америки, опубликованные А. Энгелем (табл. 12).

Табличные данные показывают, что содержание главней-

ших элементов в осадочной оболочке постепенно менялось.

Роль трехвалентного железа повысилась за счет окисления

двухвалентного. Количество калия и кальция в породах увели-

чилось, по-видимому, за счет «запасов», накопившихся ранее

в кислых океанических водах. После ощелачивания вод каль-

ций переходил в осадок химическим путем и в результате жиз-

недеятельности организмов, а калий входил в состав гидро-

слюд.

На Русской платформе распределение кальция и магния

в карбонатных породах изучали А. П. Виноградов, А. Б. Po-

нов, В. М. Ратынский (1952 г.). По их данным, начиная с про-

терозоя, наблюдается постепенное возрастание роли кальция

и снижение доли доломита (рис. 21). Карбонатные осадочные

породы известны в земной коре с архейского времени. Самые

ранние карбонаты, по представлениям Н. М. Страхова и

А. Б. Ронова, состояли из хемогенных доломитов. Причиной

этого считают высокие содержание и парциальное давление уг-

лекислого газа. Постепенное уменьшение количества углекис-

лоты привело к тому, что в протерозойско-рифейский этап на-

ряду с хемогенными доломитами появились биогенные — водо-

рослевые доломиты и известняки. В начале кембрия доломиты

постепенно отступают на второй план, уступая ведущую роль

известнякам. Сами доломиты все более тяготеют к областям

аридного литогенеза. Известняки формируются в областях гу-

мидного и аридного климатов, при этом хемогенное осадкооб-

разование уступает -ме-

сто биогенному. С насту-

плением мезозойской эры

биогенные известняки об-

разуются не только в

мелководной прибрежной

зоне морей, но и в глубо-

ководной за счет широ-

кого распространения

планктонных организмов,

строящих свои скелеты

из-кальцита (форамини-

феры, кокколитофориды

и др.). Весьма интересен

факт появления в верх-

немеловую эпоху белого

писчего мела — породы,

не повторяющейся в дру-

гих стратиграфических

комплексах. Такова в об-

щих чертах эволюция

осадочного процесса на

примере карбонатных по-

род.

Содержание органического вещества в осадочных породах

изменяется на протяжении истории Земли. На заре геологиче-

ской истории, когда жизнь на Земле только зарождалась (воз-

раст самых древних органических остатков определен в 3,7 млрд.

лет), осадки практически не содержали органического веще-

ства. В последующем количество органического углерода изме-

нялось несколько необычно (рис. 22). Т. Шопф объясняет вы-

сокое содержание C

opr

в породах архея (возраст старше

2,6 млрд. лет) высокой степенью сохранности органического

вещества в восстановительной обстановке. Значительное сни-

жение органического вещества в нижнем протерозое не явля-

ется признаком упадка органического мира. Вероятно это зна-

менует начало формирования атмосферы и гидросферы содер-

жащих кислород, окисляющее действие которого резко снизило

долю сохранившегося (но не продуцируемого!) органического

вещества. Последующее увеличение Copr в породах (при повы-

шении доли разложившегося органического вещества вследст-

вие увеличения содержания кислорода) свидетельствует о том,

что продуктивность органического мира устойчиво возрастает

от протерозоя до настоящего времени.

Необходимо отметить, что первоначально в осадках накап-

ливался планктонногенный органический материал, за счет ко-

торого сформировались первые протерозойские горючие сланцы.

Рис. 21. Содержание (с, %) кальция и

магния в карбонатных породах Русской

платформы