Войти  |  Регистрация
Авторизация

Общие закономерности и история эволюции осадкообразования



Общие закономерности образования осадков, периодический характер осадочного процесса, история эволюции осадкообразования 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. Ханна, П.П. Тимофеева, В.Н. Холодова, И.В. Хворовой и многих других неоднократно рассматривались различные аспекты процесса образования осадков и осадочных пород на Земле. Важнейшие философские проблемы развития биосферы и геологической роли живого вещества обсуждаются в работах виднейшего философа современности, геолога и геохимика В.И. Вернадского.
Л.В. Пустоваловым была разработана теория осадочной дифференциации вещества, выражающая сущность процесса образования осадков. Л.В. Пустовалов, А.П. Виноградов, А.Б. Poнов и другие исследователи показали, что процесс осадкообразования на Земле носит периодический характер.
Л.В. Пустовалов связывал периодическое преобладание в разрезах тех или иных типов пород, т. е. их периодическое накопление, с геотектоническими циклами, считая, что процесс горообразования, завершающий геотектонический цикл, вызывает поступление в окружающие бассейны осадконакопления огромных масс обломочного материала, выносимого из области интенсивно размывающихся горных сооружений. По мере денудации и пенепленизации горного сооружения поток обломочного материала закономерно сменяется поступлением в бассейны осадконакопления продуктов химического разложения материнских пород, что вызывает последовательное накопление в бассейнах продуктов химической осадочной дифференциации вплоть до эвапоритов. Цикл повторяется после нового этапа горообразования.
А.П. Виноградов и А.Б. Ронов, обработав и обобщив данные по литологии и геохимии осадочного чехла Русской платформы, показали, что обломочные породы в разрезах платформы образуют по два максимума в начале и в конце герцинского и альпийского геотектонических циклов. Карбонатные породы образуют максимумы в середине этих циклов. Такая периодичность определяется тесной связью между осадконакоплением и тектогенезом.
Периодическое повторенне в разрезах осадочного чехла тех или иных типов пород (песчаников, известняков, доломитов, эвапоритов и др.) He означает простой механической повторяемости осадочного процесса. Такая цикличность реализуется на фоне необратимой эволюции всех условий седиментогенеза, связанной с развитием во времени земной коры, гидросферы и атмосферы Земли, что, в свою очередь, отражается в изменении характера типов пород, «повторяющихся» в разрезах осадочного чехла.
Это многократно и убедительно показано в работах А.П. Виноградова, А.Б. Ронова, В.Е. Хайна, П.П. Тимофеева, В.М. Холодова, И.В. Хворовой и других исследователей. Так, А.П. Виноградов 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 содержание натрия. Еще более наглядной является эволюция состава карбонатных пород, отражающая постепенный переход от широкого образования доломитов или известняков, богатых доломитовым материалом (в докембрии и палеозое), к накоплению известняков и постепенному исчезновению из мезозойских и кайнозойских разрезов хемогенных доломитов (рис. 15.1). Одним из ярких примеров эволюции характера осадкообразования во времени является отсутствие в отложениях фанерозоя джеспилитов, осаждавшихся в архейских и протерозойских морях и замена их оолитовыми железными рудами.
Общие закономерности и история эволюции осадкообразования

Одним из первых исследователей, сделавших попытку рассмотреть в комплексе ход изменения среды осадкообразования в течение геологической истории Земли, был Н.М. Страхов, который указывал, что эволюция осадочного породообразования неразрывно связана с развитием гидросферы и атмосферы, поэтому необходимо рассматривать развитие гидро- и атмосферы Земли как среды, в которой развертываются процессы осадкообразования. В геологической истории Земли Н.М. Страхов выделил четыре этапа развития гидро- и атмосферы и осадкообразования: азойский, археозонский, протерозойский и фанерозойский этапы.
Азойский 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 атмосферам других планет, в частности атмосферы Венеры.
В процессе дегазации мантии Земли из нее выделялись пары Н2О и летучие компоненты, такие как HCl, HF, В(ОН)3, СО2, NH3, СН4 и т. п. При конденсации паров воды началось формирование гидросферы. Летучие газы сформировали атмосферу Земли. Первоначально массы гидро- и атмосферы были, по-видимому, небольшими, а в процессе геологического развития происходило их увеличение.
Химический состав «первозданного океана» был резко отличным от современного. Гидросфера представляла собой более или менее концентрированный раствор HCl, HF, Н3ВО3, SiO2 с pH, близким к 1—2. В воде были растворены также H2S, СН4, NH3, СО2 и другие газы. Атмосфера, находившаяся в равновесии с этой своеобразной гидросферой, состояла в основном из СО2, паров HCl, HF и других летучих компонентов (NH3, NH4Cl, СН4 и т. п.) и не содержала кислорода.
Процесс развития гидросферы в течение азойского периода состоял в нейтрализации водорода сильных кислот, прежде всего при взаимодействии кислотной атмосферы с силикатными породами литосферы, а также с карбонатами, формировавшимися при выветривании пород под действием СО2 атмосферы. В результате вода первичного океана все больше приобретала характер воды бескарбонатного хлоридного типа. Карбонаты под воздействием сильных кислот разрушались, выделяя в атмосферу СО2.
Эволюция атмосферы состояла, по-видимому, в том, что кислород, возникавший при фотодиссоциации воды и СО2, окислял NH3 до свободного азота и воды. Окислялись также СН4, H2S H др. Происходила медленная трансформация атмосферы в сторону накопления в ней азота.
Господствующим типом литогенеза был вулканогенно-осадочный. Накапливались массы рыхлого пеплового материала и некоторое количество продуктов химического разложения (выветривания) материнских пород. Несомненно, отлагались кремнезем, хлориды, Al, Fe, Mn, а также их фториды. Среди осадков отсутствовали карбонатные накопления, а также сульфаты Ca и Mg.
Археозойский этап — от 4,75 до 3,0 млрд лет. Его начало в значительной мере условно, конец, по мнению Н.М. Страхова. определился началом ограниченного фотосинтеза, что произошло, судя по находкам органических остатков, около 2,5—3,0 млрд лет тому назад (рис. 15.2). От этого этапа сохранились фрагментарные каменные документы в виде, например, мигматизированных гнейсов и амфиболитов Кольского полуострова и Приднепровья, имеющих минимальный возраст 3,0—3,4 млрд лет. Эти породы глубоко метаморфизованы, ио их первоосновой были обломочные образования.
В течение археозойского этапа происходило, очевидно, расчленение земной коры на геосинклинальные и платформенные участки. Рельеф типа лунного кратерного стал сменяться рельефом земного типа. Основные изменения в гидросфере состояли в продолжающемся массовом поступлении в нее карбонатов как продуктов химического выветривания пород материковых участков под воздействием СО2 атмосферы наряду с терригенным материалом, поступавшим в результате денудации приподнятых участков суши. Как только в океанах в результате массового поступления с суши Na, К, Ca, Mg, Fe, Mn и других карбонатов исчезли последние следы сильных кислот, появилась возможность накопления карбонатных солей. Большое количество их было растворено в воде, содержавшей много СО2. В целом воды гидросферы из чисто хлоридных преобразовались в хлоридно-карбонатные.
Общие закономерности и история эволюции осадкообразования
Общие закономерности и история эволюции осадкообразования
Общие закономерности и история эволюции осадкообразования

Важнейшим событием этого этапа явилось, по-видимому, появление в гидросфере органической жизни в виде бактерий или бактериоподобных автотрофных организмов, метаболизм которых поддерживался за счет хемосинтеза органических соединений.
В атмосфере продолжалось дальнейшее накопление азота и СО2. Свободного кислорода в заметных количествах еще не было.
В связи с появлением платформенных (континентальных) ядер уже в археозойском этапе, по мнению H.M. Страхова, произошла дифференциация литогенеза на гумидныи, аридный, ледовый и вулканогенно-осадочный типы. Важной особенностью процесса осадкообразования стало зарождение и развитие карбонатной седиментации. Основным типом карбонатных пород были доломиты, осаждавшиеся чисто химическим путем. Продолжалось усиленное хемогенное накопление кремнезема, железа и марганца в открытых частях морей и океанов в виде джеспилитов, в которые железо поступало в закисном 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 диффереицированностью типов литогенеза не накапливались эвапориты (отсутствовали четко выраженные аридные области). 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 седи-ментогенезе.
Протерозойский этап — от 3,0 до 0,5 млрд лет — уже достаточно документирован осадочными породами, изучение которых позволяет воссоздать картину развития гидро- и атмосферы и литогенеза. Если породы, формировавщиеся в начале этапа (джеспилиты 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 СО2. Таким образом, в процессы литогенеза во все большей степени начинают вовлекаться не ювенильные, а метаморфогенные, вновь возвращенные 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-Американской. Русской, Сибирской, Китайской платформ с обширными геосинклиналями между ними.
Все отчетливее проявляется дифференциация типов литогенеза. Возникают отложения ледового литогенеза (гуронское оледенение Северной Америки, рифейское — Экваториальной Африки). Вулканогенно-осадочный литогенез теряет главенствующее значение, становится подчиненным по сравнению с гумидиым, аридным и ледовым типами литогенеза.
Важнейшим событием, с которого начался протерозойский этап, явилось возникновение фотосинтеза, т. е. разделение органического мира на животных и растения. Это событие фиксируется находками 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. Бескислородная в течение азойского и археозойского этапов атмосфера с началом протерозоя становится кислородосодержащей в тем большей степени, чем ближе мы подходим к концу рифея-венда. К концу этапа она состоит из азота, кислорода и СО2, только соотношение свободного Os и СО2, по-видимому, еще сдвинуто в сторону существенно большего, чем сейчас, содержания СО2 и значительно меньшего, чем сейчас, содержания О2. С точки зрения развития жизни критическим уровнем содержания свободного кислорода в атмосфере является точка Пастера (содержание кислорода — около 0,2%). При достижении точки Пастера организмы могут переходить от анаэробного способа использования энергии процессов ферментативного брожения к энергетически гораздо более выгодному (в 30—50 раз) окислению при дыхании. По данным Л. Беркнера и Л. Маршалла, точка Пастера была достигнута в конце венда, т. е. около 600 млн лет назад, что привело в начале следующего этапа к бурному развитию самых различных дышащих организмов.
В связи с появлением в атмосфере свободного кислорода и снижением содержания СО2 воды океанов приобретают окислительную характеристику и приближаются к нейтральным по pH. Сера и сероводород окисляются кислородом до сульфатов. В результате гидросфера из хлоридно-карбонатной переходит в хлоридно-карбонатно-сульфатную с повышенным Eh и pH, близким к 7,0 (см. рис. 15.2).
В условиях повышающихся Eh и pH подвижность многих элементов, особенно Al, Fe, Mn, тяжелых металлов Cu, Ni, Co и других, резко сократилась. Эти компоненты стали все меньше мигрировать в виде растворов и все больше — в виде коллоидных и субколлоидных систем. В кислородной среде Al, Fe, Mn и ряд других мигрировали и осаждались в форме гидроокислов. Таким образом, возникла двухстадийная форма аутигенного минералообразования: осаждение в виде осадков и дальнейший переход в процессах диагенеза в закисные формы (сидерит, пирит и т. п.).
В открытых центральных частях водоемов продолжается накопление 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 относительно Al и Mn. Среди осадков прибрежной зоны появляются глауконит и фосфориты. Изменяется характер доломитообразования. Во вторую половину протерозойского этапа массовое гумидное хемогенное доломитообразование как бы вымирает, сохраняясь лишь в аридном литогенезе. Доломиты начинают вытесняться известняками, которые тоже осаждаются хемогенным путем. Однако уже в протерозое и рифее начинают возникать водорослевые образования — строматолиты, связанные с жизнедеятельностью разнообразных колониальных сине-зеленых водорослей.
Возросшая биомасса в морях к концу протерозоя привела к тому, что органическое вещество становится непременным компонентом осадочных пород. В отдельных случаях возникают даже локальные скопления органического вещества (метаморфизованные высокоуглеродистые аналоги антрацитов, называемые шунгитами).
Впервые появляются остатки каолинитовых кор выветривания (особенно в рифее, например на Русской платформе).
Фанерозойский этап — от 0,5 до 0 млрд лет. Особенности развития гидро- и атмосферы и литогенеза в течение этого этапа задокументированы соответствующими осадками и поэтому поддаются расшифровке с гораздо большей степенью достоверности. Увеличение размеров континентальных массивов привело к полной дифференциации и развитию всех четырех типов литогенеза.
Главнейшие события в истории фанерозойского этапа связаны с живым веществом. Уже с начала палеозоя начинается завоевание организмами континентов, что сопровождалось резким увеличением общей биомассы организмов, которая, по меньшей мере, удваивается. Процесс увеличения биомассы живого вещества наблюдается и в гидросфере. В целом, по мнению Н. М. Страхова, за относительно короткий срок масса «живого вещества» возрастает не менее чем в 3—3,5 раза. За счет массового использования организмами в процессах метаболизма различных соединений (О2, СаСО3, MgCO3, Р, Ba и др.) в огромной степени увеличивается воздействие биоса на всю геохимию гидро- и атмосферы, которая постепенно приобретает современный состав. Вода гидросферы из хлоридно-карбонатно-сульфатной переходит в хлоридно-сульфатную (CM. рис. 15.2), что связано с прогрессирующей убылью массы растворенных карбонатов (в составе солей современной морской воды карбонаты составляют 0,21%).
Поливалентные элементы Fe, Mn, V, Cr, Cu стали существовать только в виде своих наиболее окисленных соединений.
Из-за больших размеров континентальных массивов сильно возросла возможность образования на них внутриконтинентальных морских бассейнов, что непосредственно влияло на развитие процесса эвапоритообравования, которое началось уже с нижнего кембрия. Тем самым из общей массы солей, растворенных в гидросфере, извлекались и захоронялись в стратисфере колоссальные массы солей. Опираясь на существование то усиливавшегося, то ослабевавшего процесса накопления эвапоритов, Н.М. Страхов пришел к выводу, что соленость океанов в течение фанерозоя не могла оставаться постоянной. Она то уменьшалась, то увеличивалась в зависимости от интенсивности извлечения солей из гидросферы в процессах эвапоритонакопления.
Резкое повышение содержания О2 в атмосфере, увеличение Eh и pH вод суши и океанов еще больше ограничили геохимическую подвижность Fe, Mn, Р, V, Co, Cr, Ni, Cu и других элементов. В результате рудный процесс в гумидном и аридном литогенезе в фанерозое оказался, по выражению Н.М. Страхова, тесно прижат к континентальным площадям, заходя в некоторой степени на них.
Развитие биосферы привело к тому, что не только практически все осадочные породы оказались «заражены» рассеянным органическим веществом, но систематическим стало накопление больших масс органического вещества в виде самостоятельных типов, осадков, образующих горные породы. В морях — это горючие сланцы, на суше — угли.
Сокращение количества карбонатов, растворенных в морской воде, еще на предыдущем этапе привело к «вымиранию» хемогенного доломитообразования в гумидных условиях и сохранению массового образования хемогенных доломитов только в морях засушливых зон. Гумидное карбонатонакопление стало почти исключительно известковым. При этом на первый план выходит биогенное извлечение СаСО3 из морской воды. Широкое развитие получают биогенные известняки в связи с развитием многочисленных групп беспозвоночных — экстракторов СаСО3.
Аналогичное явление Н.М. Страхов отмечает в истории SiO2, где замещение хемогенного процесса извлечения биогенным выражено даже еще резче. Повышение pH морской воды создало более благоприятные условия для осаждения фосфоритов из морской воды, что привело к усилению этого процесса в течение фанерозоя. И наоборот, высокие значения Eh и pH наземных и морских вод, уменьшая миграционную способность Al, Fe, Mn, вызвали понижение интенсивности процесса рудообразования в течение фанерозоя.
Добавить комментарий
Ваше Имя:
Ваш E-Mail:
  • bowtiesmilelaughingblushsmileyrelaxedsmirk
    heart_eyeskissing_heartkissing_closed_eyesflushedrelievedsatisfiedgrin
    winkstuck_out_tongue_winking_eyestuck_out_tongue_closed_eyesgrinningkissingstuck_out_tonguesleeping
    worriedfrowninganguishedopen_mouthgrimacingconfusedhushed
    expressionlessunamusedsweat_smilesweatdisappointed_relievedwearypensive
    disappointedconfoundedfearfulcold_sweatperseverecrysob
    joyastonishedscreamtired_faceangryragetriumph
    sleepyyummasksunglassesdizzy_faceimpsmiling_imp
    neutral_faceno_mouthinnocent