конспект лекций по курсу литология -

Федеральное агентство по образованию
Федеральное государственное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Сибирский федеральный университет»
УТВЕРЖДАЮ
Декан ____________ факультета
_____________/____________/
«_____» _____________200__ г.
КОНСПЕКТ ЛЕКЦИЙ ПО КУРСУ ЛИТОЛОГИЯ
Дисциплина Литология и историческая геология
(наименование дисциплины в соответствии с ФГОС ВПО и учебным планом)
Укрупненная группа 130000 «Геология, разведка и разработка полезных ископаемых»
(номер и наименование укрупненной группы)
Направление 130300 «Прикладная геология»,
Специальность 130304 «Геология нефти и газа»
(номер и наименование направления, специальности)
Факультет Горно-геологический
Кафедра Геологии, минералогии и петрографии
Красноярск
2007
2
Оглавление
Тема 1. Литология – наука об осадочных породах. Введение в дисциплину и структура
науки (ауд. 1 час, в т.ч. лекций 1 час) ..........................................................................................4
Тема 2. Общие сведения об осадочных породах. Стадии образования и преобразования
осадочных пород (Ауд. 4 часа, в т.ч. лекций 4 часа.).................................................................7
2.1. Стадии образования и преобразования осадочных пород..............................................8
2.2. Источники и механизмы образования осадочного материала .......................................8
2.2.2 Стадия седиментогенеза ..............................................................................................9
2.2.3. Осадочная дифференциация вещества ....................................................................10
2.3. Дианегез – стадия превращения осадка в породу .........................................................12
2.4. Вторичные изменения осадочных пород ......................................................................15
Эпигенез и катагенез ...........................................................................................................16
Метагенез .............................................................................................................................19
Вторичные изменения осадочных пород в зоне гипергенеза..........................................19
Тема 3. Петрография осадочных пород (Ауд. 22 ч, в т.ч. лекций 4 ч) ...................................22
3.1.Классификация осадочных горных пород ......................................................................22
3.2. Текстуры и структуры осадочных горных пород ..........................................................22
3.3. Основные типы осадочных горных пород .....................................................................23
3.3.1. Вулканогенно-осадочные породы................................................................................23
Типизация продуктов вулканической деятельности ........................................................23
Спекшиеся породы ..............................................................................................................23
Эффузивно-кластические породы......................................................................................24
Литифицированные эксплозивно-кластические породы .................................................25
Смешанные породы .............................................................................................................27
3.3. 2. Обломочные горные породы .......................................................................................28
Грубообломочные породы - псефиты................................................................................28
Псаммитолиты – пески и песчаники, песчаные породы .................................................29
Алевритовые породы...........................................................................................................33
3.3.3. Глинистые породы - пелиты ........................................................................................35
3.3.4. Хемогенные и биохемогенные породы .......................................................................39
Глиноземистые породы .......................................................................................................39
Железистые породы ............................................................................................................40
Марганцевые породы ..........................................................................................................42
Кремнистые породы ............................................................................................................45
Карбонатные породы...........................................................................................................47
Фосфатные породы..............................................................................................................51
Соляные породы ..................................................................................................................53
3.5. Каустобиолиты .................................................................................................................57
3.4. Полевые и лабораторные методы исследования осадочных отложений ....................57
Тема 4. Графические и математические методы обработки аналитических данных и
представления результатов (Ауд. 9 часов, в т.ч. лекций 1 ч) ..................................................66
Тема 5. Основные закономерности строения и образования осадочных комплексов (Ауд.
12 часов, в т.ч. лекций 6 часов) ..................................................................................................67
Влияние тектоники на процессы осадконакопления. ..........................................................67
Цикличность осадконакопления ............................................................................................67
Периодичность осадконакопления ........................................................................................70
Эволюция осадконакопления. ................................................................................................72
Эволюция осадочных оболочек Земли ..............................................................................73
3
Эволюция некоторых типов осадочных пород .................................................................75
Осадочные фации и формации ...................................................................................................77
Фации и литолого-фациальный анализ. ................................................................................77
Фации благоприятные для накопления органического вещества...................................91
Геохимические фации. ........................................................................................................91
Современные представления об осадочных формациях .....................................................92
Геосинклинальные формации ............................................................................................94
Формации переходных зон (межгорных впадин и передовых прогибов) .....................95
Платформенные формации .................................................................................................96
Нефтегазоносные формации...............................................................................................98
Нефтегазоносные комплексы .............................................................................................98
Список литературы......................................................................................................................99
4
Введение
Настоящий курс лекций представляет собой обзор современной информации по
основным вопросам литологии согласно утвержденной программе. Обобщены сведения
об условиях и стадиях образования осадочных пород с учетом последних исследований
отечественных и зарубежных геологов. Дана краткая характеристика основных типов
осадочных горных пород и их ассоциаций. Рассмотрены основные закономерности
строения осадочных комплексов и эволюция осадочного породообразования в истории
Земли. Изложены основы литолого-фациального анализа, дана характеристика основных
групп фаций. Кратко рассмотрены нефтегазоносные формации и нефтегазоносные
комплексы.
При составлении курса лекций по литологии использовались отечественные и
зарубежные учебные и фундаментальные издания. Все они указаны в списке литературы и
могут быть использованы студентами для углубленного самостоятельного изучения.
Тема 1. Литология – наука об осадочных породах. Введение в дисциплину и
структура науки (ауд. 1 час, в т.ч. лекций 1 час)
Литология – наука о современных осадках и осадочных горных породах.
Название ее происходит от греческих слов: «литос» - камень, «логос» - учение. Она
обособилась от общей петрографии в начале 20 века. По определению Л.Б.Рухина,
литология – это наука, изучающая осадочные горные породы, их сочетания, вместе с
приуроченными к ним полезными ископаемыми, как закономерно взаимосвязанные,
возникающие и развивающиеся геологические образования. Сравнивая понятия литология и петрография, применительно к осадочным породам следует понимать, что
петрография осадочных пород является одним из главных разделов литологии.
Петрография изучает породы, их состав, структуры и текстуры. Литология же является
многоступенчатой наукой изучающей вещественный состав, структуры, текстуры
осадочных пород, осадочные фации и, наконец, формации. В настоящее время от
литологии отделилась и получила быстрое развитие наука «Седиментология», изучающая
обстановки современного осадконакопления в разнообразных физико-географических
условиях. Данные этой науки позволяют реконструировать обстановки осадконакопления
в прошлые эпохи. В настоящее время в литологии выделяют три раздела: 1) петрографию
осадочных пород, 2) методы исследования осадочных пород, 3) теоретическую
литологию. В первом разделе рассматриваются вопросы классификации, состава,
строения и генезиса конкретных пород. Второй раздел охватывает методы полевых и
лабораторных исследований горных пород. Третий – общая литология, посвящается
вопросам теории породообразования, выявлению закономерностей осадочного процесса, в
том числе образованию нефтегазоносных толщ в осадочных бассейнах.
Основные задачи, которые решает литологии: Совершенствование методов
изучения осадков и осадочных пород; изучение минерального состава, структур, текстур и
основных типов осадочных пород; исследование обломочных минералов осадочных
горных пород для корреляции немых осадочных толщ и для палеогеографических
реконструкций.; определение условий образования и изменения осадочных пород по
аутигенным минералам; выяснение условий образования, определение обстановки или
фации отложений (фациальный анализ); изучение современных осадков.
Методы исследования. Изучение осадочных пород начинается в полевых
условиях. Изучается состав, строение, расположение отдельных слоев, условия
образования, делается описание разреза и отбираются образцы для лабораторных
исследований. В лаборатории проводится определение вещественного состава,
5
микроструктур, палеонтологических остатков, физических и других свойств горных
пород. Основной метод изучения осадочных горных пород в лаборатории –
кристаллооптический анализ в тонких срезах (шлифах), иммерсионный анализ. Широко
применяются химические методы – валовый химический анализ, определение отдельных
элементов, анализ кислотных и водных вытяжек, спектральный анализ. Для диагностики
глинистых и аутигенных минералов используют методы хроматического анализа
(окрашивание порошков и шлифов различными реактивами). Обломочные породы
изучают методами гранулометрического анализа (разделение на фракции при помощи сит
или отмучиванием в воде). Глины, руды железа, алюминия, карбонатные породы изучают
с помощью термического и рентгеноструктурного анализа. В настоящее время
применяются
электронномикроскопический,
электронно-графический,
метод
структурного анализа и микрорентгеноспектральный (точечный метод).
История возникновения и развития науки. Интерес к предмету исследования
литологии появился с появлением разумной жизни и связан с первыми рудознатцами,
первыми умельцами, строителями. В историческом плане мы можем выделить три этапа
развития науки.
1-й этап. Этап накопления фактического материала и первых научных трудов,
обобщающих знания о камне. Одна из первых работ по литологии известна с 17 века была
посвящена золотым пескам Франции (Реомюр). Первым серьезным научным трудом у нас
в России непосредственно касающимся литологии явилась монография «О слоях земных»
М.В. Ломоносова. В этой монографии М.В.Ломоносов рассматривает и объясняет
происхождение угля и нефти. Продолжателем идей Ломоносова был русский минералог
В.М. Севергин. Большой вклад в русскую геологию, в том числе и литологию, внес
крупнейший русский геолог первой половины XIX века Д.И. Соколов. Основной метод
изучения – визуальное описание.
2-й этап развития литологии связан с изобретением поляризационного
микроскопа. На этом этапе большой вклад в развитие науки внесли Г. Сорби, Ф. Циркель,
Розенбуш, Д.И. Мушкетов, А.А.Иностранцев, А.П. Карпинский и многие другие ученые.
Изобретен термический анализ французским физиком-химиком Ле Шателье (1855).
Ж.Туле применил для разделения минералов осадочных пород по удельному весу
тяжелые жидкости. Особенно широко изучались осадочные породы и условия их
образования в России в виду очень широкого их распространения на нашей территории.
3-й этап развития и собственно становления литологии, как самостоятельной
науки и её развития. Этот этап очень тесно связан с развитием России в период 19171991 г.г. Период индустриализации страны, потребовал и способствовал быстрому
накоплению нового фактического материала, а также способствовал развитию новых
методов полевого и лабораторного исследования на основе новейших достижений науки и
техники. Одними из основоположников литологии являются А.Д.Архангельский,
А.П.Карпинский, которые обратили внимание на связь осадконакопления с
геотектоническими движениями. А.П.Карпинский заложил основы палеогеографии –
науки о географии древних времен. Залесский, Губкин И.М. разработали основы учения о
нефти. Вернадский В.И. и Ферсман А.Е. положили начало теории образования некоторых
осадочных пород. Особенно бурное развитие литологии началось с 30-х годов 20 века. С
этого времени начал применяться иммерсионный метод определения минералов.
Одновременно
совершенствуются
методы
химического,
термического,
ренгеноструктурного анализа, электромагнитной и электростатической сепарации.
Развиваются электронная микроскопия, электронография, микрорентгеноспектральный
методы. На этом этапе появляются крупные теоретические обобщения.
6
Среди ученых, советских геологов внесших большой вклад в развитие и
становление литологии нужно отметить С.Ф. Малявкина, пропагандиста литологии и
организатора литологических исследований в СССР; В.П. Батурина инициатора
минералогического исследования осадочных пород, исследователя нефтеносных свит
Апшерона, М.С. Швецова, создавшего первый учебник по петрографии осадочных пород,
что способствовало развитию науки, Д.В. Наливкина, развившего учение о фациях,
Н.С. Шатского, заложившего основы формационного анализа осадочных пород,
И.М. Губкина, создавшего основы советской нефтяной геологии, Ю.А. Жемчужникова,
П.И. Степанова, заложивших основы угольной геологии, ученых-теоретиков,
замечательных преподавателей, знатоков практической литологии Н.М. Страхова,
Л.В. Пустовалова, Г.И. Бушинского, М.Ф. Викулову, А.В. Казакова, Л.Б. Рухина,
В.Б. Татарского,
Н.В. Логвиненко,
Г.Р. Крашенинникова,
Н.Б. Вассоевича,
Л.В. Ботвинкиной, Ю.А. Казанского, Ю.А. Карагодина, И.А. Вылцана и многих др.
Зарубежные ученые-литологи: Г.Мильнер, П.Босвел, К.Эдельман, Ц.Твенхофелл,
Ф.Петтиджон, Ф.Шепард, Р.Фолк, Данхэм и др.
Связь с другими науками. Литология тесно связана с общегеологическими
дисциплинами - стратиграфией, палеонтологией, геотектоникой, общей геологией,
кристаллографией, минералогией, петрографией магматических и метаморфических
пород, геохимией, учением о нефти. Она использует данные этих наук и вместе с этим
решает вопросы необходимые для них. Литология близка к учению о месторождениях
полезных ископаемых в осадочных породах, к исторической геологии, инженерной
геологии, грунтоведению, гидрогеологии.
Литология тесно связана с естественно-историческими науками: биологическими
(экологией, биологией, почвоведением); географическими (климатологией, гидрологией,
океанографией); физико-математическими (термодинамикой, физической химией,
математическими науками).
Практическое значение литологии. Экономической основой самостоятельности
литологии как науки и её практическим значением являются полезные ископаемые
связанные с осадочными породами и обязанные своим происхождением литогенезу. В
настоящее время около 80 % минерального сырья извлекается из месторождений
осадочного генезиса. Это топливо и сырье для химической промышленности: нефть, газ,
уголь, торф, горючие сланцы. Рудные полезные ископаемые осадочного генезиса - основа
черной и цветной металлургии: железо, марганец, алюминий, медь, свинец. Нерудные
полезные ископаемые: минеральные соли, стройматериалы, поделочные материалы,
декоративные камни. С рыхлыми осадочными породами связаны крупные россыпные
месторождения золота, платины, олова, титана и др. металлов, а также месторождения
драгоценных камней: гранатов, алмазов, рубинов и др. Некоторые осадочные породы
являются сорбентами урана, золота и целого ряда других элементов.
Знание литологии необходимо для инженерной геологии при строительстве
зданий и сооружений.
Некоторые породы осадочного происхождения используются в пищевой
промышленности.
В осадочных породах заключены огромные массы подземных вод. Их состав и
характер циркуляции зависят от химического состава и строения осадочных пород.
Многие осадочные разрезы и образования представляют собой уникальные
геологические памятники, которые охраняются тем государством, где они располагаются,
и представляют собой природные геологические заповедники.
7
Тема 2. Общие сведения об осадочных породах. Стадии образования и
преобразования осадочных пород (Ауд. 4 часа, в т.ч. лекций 4 часа.).
Под осадочной горной породой понимается геологическое тело, состоящее из
минеральных или органических образований, а так же тех и других совместно,
сформировавшееся из осадка, отложившегося на поверхности суши или на дне водоема и
существующее в термобарических условиях, характерных для верхних частей литосферы.
Под осадком понимается продукт, отложившийся в результате физических,
химических, биологических процессов, еще не превращенный дальнейшими процессами в
горную породу и лежащий на поверхности в зоне современного осадконакопления.
Осадочные породы составляют лишь незначительную часть не только всей массы
горных пород, но даже самой верхней части литосферы, до глубины 16 км (по данным
Кларка – всего 5%). На поверхности они широко распространены, покрывая около 75 %
суши, тогда как магматические и метаморфические породы составляют 25 %. Мощность
осадочной оболочки колеблется от долей метра до 15-20 км.
Осадочные породы являются продуктом разрушения любых других пород,
жизнедеятельности организмов и выпадения из воздушной или водной среды материалов
любого происхождения: во всех случаях при поверхностном температуре и давлении. Под
влиянием колебаний температур, под действием ветра, воды, морского прибоя, ледников,
и др. экзогенных процессов происходит разрушение образовавшихся ранее горных пород
и перенос их в пониженные участки земной поверхности (моря, океаны, реки, озера),
образуются осадки (пески, сапропели, глины, песчаные и известковые илы). Затем при
дальнейшем их преобразовании в зоне литогенеза образуются осадочные горные породы
(песчаники, известняки, аргиллиты и др.). Основным источником, дающим материал для
образования осадочных пород, являются ранее существовавшие породы, прежде всего,
магматические, которые на заре истории Земли были почти единственным их исходным
материалом, но с ростом покрова осадочных пород все более вытеснялись последними.
Средний химический состав магматических и осадочных пород сходен.
В составе осадочных пород выделяют минеральную часть, органические остатки,
вулканический материал.
Минералы осадочных пород. Минеральный состав магматических и осадочных
пород резко различен. Магматические породы сложены силикатными и
алюмосиликатными минералами, образовавшимися в глубоких горизонтах земной коры и
неустойчивыми на ее поверхности. Эти минералы содержатся в осадочных породах в
небольших количествах или полностью отсутствуют в них - оливин, роговая обманка,
альбит, анортит, биотит, магнетит, титано-магнетит, ильменит. Магматические минералы
устойчивые в зоне осадкообразования – кварц, светлые слюды, натриево-калиевые и
кислые плагиоклазы составляют основную часть обломочных осадочных пород. В
качестве акцессорных минералов в осадочных породах могут присутствовать амфиболы,
пироксены, гранаты, циркон, турмалин, монацит, дистен, ставролит, эпидот, топаз, рутил,
лейкоксен, шпинель, флюорит, сульфиды. Эти минералы называют реликтовыми,
аллохтонными, обломочными или терригенными, т.е. поступившими в осадочный бассейн
с суши. Минералы собственно осадочного происхождения относятся к группе аутигенных,
т.е.образовавшихся на месте в процессе осадконакопления. Это минералы глинистых
пород и пород биогенного и химического происхождения. В отличие от минералов
магматических пород, минералы осадочных пород представлены более простыми
соединениями – окислы, гидроокислы, соли. Они включают группу кремнезема,
карбонаты, глинистые минералы, железистые, фосфатное вещество, гидроокислы
алюминия, сульфаты, хлориты.
8
2.1. Стадии образования и преобразования осадочных пород
Процесс образования и преобразования осадочных пород носит название
литогенеза. В цикле процессов образования осадочных пород выделяется ряд стадий (по
Н.М.Страхову): гипергенез – возникновение исходных продуктов для образования
осадочных пород (продукты механического разрушения, химического разложения более
древних пород, жизнедеятельности организмов, вулканической деятельности);
седиментогенез – перенос и осаждение вещества; диагенез – совокупность процессов
преобразования рыхлых осадков в осадочные породы в верхней зоне земной коры;
эпигенез (катагенез) – стадия химико-минералогического преобразования осадочных
пород при погружении их в более глубокие горизонты литосферы; метагенез – стадия
глубокой переработки осадочных пород в условиях повышающихся давления и
температуры и предшествующая метаморфизму.
Формирование некоторых пород иногда может происходить, минуя отдельные
этапы. Например, при образовании углей может отсутствовать этап переноса осадочного
материала, при образовании остаточных латеритных бокситов – этапы переноса и
накопления осадка и т.д. Продолжительность каждого этапа литогенеза в широких
пределах – от долей суток до десятков и даже сотен тысяч лет, а образование осадочной
породы может длиться в целом многие сотни тысяч лет.
Осадочные горные породы могут формироваться из различных продуктов, среди
которых основными являются:
1)
обломочная часть – продукт механического раздробления горных
пород различного генезиса
2)
хемогенная часть – продукты химических реакций, происходящих
главным образом в водной, реже в воздушной среде.
3)
Биогенная часть – остатки животных и растительных организмов, в
виде минеральных скелетных остатков или не полностью разложившихся
органических тканей.
4)
Вулканогенная часть – продукты вулканической деятельности –
вулканический пепел, вулканические бомбы
5)
Коллоидный материал – тонкодисперсные частицы величиной от 1 до
-6
10 мкм (10 – 10-4 мм), образующиеся при тончайшем раздроблении обломочного
материала или вследствие агрегации молекулярно-дисперсных частиц
6)
Космическая часть – в основном космическая пыль, метеоритная
пыль.
Значительный объем в осадочных породах часто составляют пустоты различного
размера, заполненные жидкостями или газами.
Роль отдельных составных частей на протяжении геологической истории Земли
не оставалась постоянной. В наиболее древние геологические эпохи главнейшими
являлись обломочная, вулканогенная и видимо хемогенная часть. Позднее в фанерозое,
значение вулканогенной части понизилось, но существенно возросла роль органогенной.
2.2. Источники и механизмы образования осадочного материала
Образование исходного продукта для осадочной породы происходит при
гипергенезе благодаря процессам выветривания, а также при вулканической
деятельности.
Физическое и химическое выветривание приводит к образованию твердого
обломочного продукта, истинных растворов и коллоидных систем. Минералы пород,
подвергающиеся выветриванию, обладают разной устойчивостью, что приводит к
9
накоплению устойчивых и уменьшению (вплоть до полного исчезновения) неустойчивых
минералов.
Коры выветривания. В результате процессов химического и физического
выветривания на месте залегания материнских пород возникает кора выветривания,
состоящая из новообразованных и унаследованных от материнских пород минералов.
Часть вещества, перешедшего в раствор выносится, за пределы зоны выветривания.
Формированию кор выветривания способствует теплый (жаркий) и влажный климат с
большим количеством метеорных осадков, а также равнинный характер рельефа и
условия статического тектонического режима территории.
Выветривание приводит к образованию месторождений полезных ископаемых –
золота, платиноидов, алмазов, алюминия, железа, марганца, никеля, кобальта и
обогащение сульфидных месторождений цветных металлов.
Вулканический источник осадочного материала. В результате вулканической
деятельности на поверхность Земли поступает твердый, жидкий и газообразный материал.
Твердая фаза представляет собой частицы от долей мм до 1 м и более. Крупные
фрагменты – вулканические бомбы разносятся на небольшие расстояния от кратеров
вулканов. Мелкие частицы – вулканический пепел (мельче 1-2мм) при извержениях
наземных вулканов разносятся на десятки и сотни километров. Термальные воды несут
массу растворенных веществ, часть которых при выносе на поверхность переходит в
осадок. При взаимодействии вулканических газов (СО2, СО, SO3, SO2, N2, H2, Cl2, F2, Ar) с
горными породами, осадками и растворенными веществами возникает новый осадочный
материал.
2.2.2 Стадия седиментогенеза
Выветрелый материал в виде обломков, коллоидных частиц и истинных
растворов переносится из области выветривания и отлагается с образованием осадка.
Процессы переноса и отложения осадочного материала неразрывно связаны и называются
седиментогенезом. Преобладающая часть продуктов выветривания выносится из зоны
выветривания и отлагается вдали от зоны выветривания, от места разрушения
материнских пород. Основными агентами переноса являются текучие воды, движущийся
лед, ветер. Значение этих агентов различно для разных климатических зон. Во всех
случаях большую роль играет сила тяжести, которая определяет перемещение ледников,
речных потоков и регламентирует дальность переноса.
Местами накопления осадка являются водные бассейны и поверхность суши, при
этом преобладают водные бассейны. Общий облик осадка и его физико-химические
признаки определяются с одной стороны качеством и количеством поступающего
осадочного вещества, с другой – физико-географической обстановкой и свойствами
среды, в которой происходит седиментогенез. Например, при обильном поступлении
осадочного материала м стабильной остановке может образоваться мощный, однородный
слой песка, а периодическое изменение обстановок приведет к формированию тонкого
переслаивания осадочных образований, различных по составу и строению (например,
песчано-алевритовые слоистые толщи).
В водной среде отложения осадочного материала в значительной мере
определяется размером и плотностью частиц. Крупные частицы, при прочих равных
свойства, имеют значительно большую скорость осаждения, чем мелкие и накапливаются
ближе к области сноса. Частицы с большей плотностью быстрее осаждаются.
Определенное влияние на скорость осаждения оказывает вязкость водной среды,
возрастающая с понижением температуры, повышением солености и концентрации
10
коллоидных частиц. Скорость осаждения песчаных и алевритовых частиц шарообразной
формы описывается формулой Стокса:
v = 2 r2(γ1-γ2) g
9
μ
r – радиус частиц, γ1 – плотность частиц, γ2 – плотность воды, μ – вязкость воды,
g – ускорение свободного падения. При отклонении от шарообразной формы частиц
(эллипсоидальной, пластинчатой, призматической и др.) скорость осаждения понижается.
Коллоидный материал осаждается при коагуляции, происходящей при
взаимодействии частиц с противоположными зарядами, повышении концентрации
коллоидных систем, под влиянием радиоактивного облучения, ренгеновских лучей, и
вследствие изменения свойств среды. В спокойной гидродинамической обстановке
коллоидный материал переходит в осадок поблизости от места образования, в подвижной
среде он может быть унесен на значительные расстояния.
Растворенные и газообразные вещества, прежде чем перейти в осадок, под
влиянием жизнедеятельности организмов и физико-химических факторов выделяются в
твердую фазу.
Скорость накопления осадков в водной среде колеблется в очень широких
пределах – от долей мм до нескольких десятков сантиметров в год. Минимальные
скорости осадконакопления в современную эпоху наблюдаются в центральных частях
океанов и составляют 0,006-0,008 мм в год.
Высокие скорости накопления осадков характерны для дельт крупных рек и
бассейнов с высокой минерализацией (до 20 см в год и более).
Осаждение частиц переносимых атмосферой происходит при уменьшении
скорости ветра.
Накопление материала, переносимого ледниками и льдами, происходит на суше
(в виде морен, флювиогляциальных и других отложений), в прибрежных частях морей
часть обломков рассеивается в осадках открытых морей и океанов. Ледниковые
отложения характеризуются очень низкой отсортированностью и окатанностью
обломочного материала. Они в основном состоят из неокатанных валунов, щебня, дресвы
или их смесей, которые цементируются песчаным, алевритовым и глинистым материалом.
Меньше всего в состоянии переноса находится материал, переносимый под
действием собственной силы тяжести – при обвалах, осыпях, мутьевых потоках.
2.2.3. Осадочная дифференциация вещества
При разрушении материнских пород, переносе и отложении осадочного
материала происходит разделение (дифференциация) вещества, в результате которой
формируются осадки определенного состава. Дифференциация происходит по крупности,
плотности, химическому составу. Понятие об осадочной дифференциации ввел в
литологию Л.В. Пустовалов в 1940 г.
Главные
внешние
факторы,
регламентирующие
течение
осадочной
дифференциации, являются: 1) рельеф поверхности суши и дна водных бассейнов в зоне
транспортировки, 2) климат, 3) среда переноса (вода, ледники, ветер), 4) режим движения
среды переноса (замедление, ускорение, пульсация скорости), 5) количество областей
питания осадочным материалом и расстояние от них до места седиментации, 6) соленость
и температура вод бассейна осадконакопления и количественные соотношения
компонентов,
7)
окислительно-восстановительный
потенциал
среды),
8)
жизнедеятельность организмов. На ход процесса осадочной дифференциации влияют
физико-химические свойства осадочного материала: 1) степень дисперсности, 2)
11
плотность, 3) механическая устойчивость, 4) химическая активность, 5) растворимость, 6)
количество (концентрация) осадочного материала на путях переноса. Выделяют четыре
типа осадочной дифференциации: механическую, химическую, биогенную и физикохимическую.
Механическая дифференциация осадочного материала проявляется в сортировке
обломочных частиц по величине, плотности и форме зерен. В результате такой
сортировки мы видим, что горные области окаймляются полосами грубообломочного
материала, по мере удаления от источника сноса размерность частиц уменьшается.
Дальность переноса зависит от формы частиц. Так, например, округлые частицы обладают
высокой скоростью осаждения и оседают первыми. Пластинчатые минералы благодаря
своей форме обладают повышенной плавучестью и уносятся дальше от источника сноса,
намного обгоняя зерна других минералов. Сортировка обломочного материала по
плотности приводит к образованию россыпей золота, платины, приуроченные к участкам
рек, характеризующихся высокой подвижностью водной среды.
Химическая дифференциация вещества заключается в последовательном
осаждении соединений из водных растворов в соответствии с их растворимостью.
Выделение растворенных веществ в твердую фазу происходит под влиянием внешних
факторов (температура, давление, газовый режим, щелочно-кислотные и окислительновосстановительные свойства среды), эффективность которых определяется тектоникой и
климатом. Л.В. Пустовалов отметил, следующий порядок отложения химических
соединений в осадок от места сноса:
Окислы Fe → Mn → SiO2 → Силикаты Fe → Соли закиси Fe → CaCO3 →
CaMg(CO3)2 → CaSO4 → NaCl → KCl → MgCl2(MgSO4)
В этом ряду Л.В. Пустовалов не учитывал роль климатических, тектонических,
физико-химических факторов и характера жизнедеятельности организмов, которые
нарушают схему последовательности отложения вещества из водных растворов. Следует
отметить еще и такой факт, что в процессе развития Земли роль отдельных факторов
претерпевала значительные изменения. Так, например, железные руды в докембрии
представляли собой отложения, удаленные от берега. Фанерозойские железистые
отложения приобретают широкое развитие в прибрежно-морских условиях и
представлены мелководными оолитовыми рудами, а в мезозойскую эпоху появляются
континентальные железные руды.
В результате химической дифференциации вещества в природе локально
обособлены определенные химические типы осадочных пород –карбонатные, кремнистые,
фосфатные, железистые, галлоидные. Продукты осадочной дифференциации, соседние по
расположению в схеме, обычно встречаются совместно. Например, гипсы часто
переслаиваются с доломитами и каменной солью, но никогда не ассоциируют с бурыми
железняками и фосфоритами.
В настоящее время помимо механической и химической типов дифференциации
выделяют: физико-химическую – дифференциацию коллоидного материала; и
хемобиогенную – осаждение и дифференциацию вещества благодаря жизнедеятельности
организмов.
Физико-химическая дифференциация осуществляется под действием физикохимических сил, вызывающих укрупнение молекул вследствие коагуляции коллоидных
растворов и явление сорбции. Хемобиогенная или биогенная дифференциация
заключается в избирательном превращении растворенных и газообразных компонентов в
минеральные скелетные образования или органические ткани в результате
жизнедеятельности организмов. После отмирания животных или растений их остатки
(раковины и др.) переходят в осадок, распределясь по дну в соответствии влияния
12
факторов механической дифференциации. Благодаря биогенной дифференциации
накапливаются органогенные известняки большой мощности, создаются рифовые
постройки, органическое вещество – материал для образования каустобиолитов нефтяного
и угольного ряда. С участием организмов накапливаются опал, фосфаты и др.
Закономерный природный процесс дифференциации в отложении вещества
неотъемлемо связан с противоположным процессом – его интеграцией. А именно,
осадочный материал, поступающий в зону осадконакопления с разных источников сноса,
смешивается. В результате одновременного осаждения обломочного, хемогенного,
биогенного вещества образуются породы смешанного (гибридного) состава.
2.3. Дианегез – стадия превращения осадка в породу
Диагенез – это совокупность процессов, превращающих неравновесную
систему - осадок в породу. Эти процессы сводятся к механическому уплотнению, потере
жидкой фазы, преобразованиям коллоидов, химическим реакциям между компонентами
осадка, что выражается в уменьшении его объема и цементации.
Осадок представляет собой рыхлое насыщенное водой полужидкое тело. Кроме
обломочных частиц, дисперсных коллоидных систем, химически осажденных веществ, в
осадке присутствует некоторое количество кислорода, растворы гидроокислов кремния,
железа, марганца, живые бактерии, органическое вещество. Важнейшим свойством осадка
является отсутствие физико-химического равновесия между его твердыми, жидкими и
газообразными частями. В результате этого, в общем случае, в стадию диагенеза в осадках
идут процессы окисления, затем в результате накопления толщ идут восстановительные
реакции. В результате диагенеза образуются такие аутигенные минералы как глауконит,
гидроокислы железа, марганца, фосфатные минералы - индикаторы окислительной
обстановки. В восстановительной обстановке идет образование сульфидов, силикатов
железа, кальцита, доломита, сидерита. Иногда, особенно, в современных осадках
выделяют ранний – окислительный и поздний – восстановительный этапы диагенеза.
При диагенезе происходит обособление коллоидных систем, одновременно с
образованием диагенетических минералов происходит их перераспределение в осадке –
растворение в одних частях, отложение в других. В результате образуются конкреции
(глинистые, кальцитовые, сидеритовые, фосфатные, марказитовые), а также пятна, линзы,
прослои, обогащенные теми или иными минералами.
Процессы диагенеза многообразны и зависят от климата, среды (суша, море,
океан), геотектонической позиции (платформы, геосинклинали), в которых происходит
диагенез и от состава осадка. Продолжительность стадии диагенеза может измеряться
десятками лет и достигать 150 млн. лет, а мощность зоны диагенеза от метров до сотен
метров. В результате диагенеза осадок обычно превращается в твердую
(литифицированную) породу, но может оставаться рыхлой. Глины и пески встречаются не
только в составе молодых отложений, но и среди древних осадочных пород.
Климатические типы литогенеза
Условия
образования
осадков
определяются
климатом,
рельефом,
геотектоническим режимом территории, источником вещества. Типизация условий
формирования осадков позволило Н.М. Страхову выделить типы литогенеза.
Климатические типы литогенеза (ледовый, аридный, гумидный) имеют большое значение
в пределах суши, озер, внутренних морей и окраинных морей океанов. Вулканогенноосадочный тип выделяют по источнику вещества. Океанский литогенез
противопоставляется литогенезу на суше.
Нивальный (ледовый) тип литогенеза проявляется в полярных и высокогорных
областях, где господствуют отрицательные температуры воздуха. Преобладает
13
механическое выветривание, химические и биологические формы выветривания
подавлены. Седиментогенез в областях с холодным климатом. Главным агентом
переноса является лед. В настоящее время ледники занимают 10 % поверхности суши. В
эпохи материковых оледенений роль ледников в переносе обломочного материала была
значительно больше, чем сейчас.
При таянии ледников образуются морены, для которых характерно полное
отсутствие сортировки. С деятельностью ледниковых вод связаны такие образования, как
ленточные глины, флювиогляциальные пески.
Главную роль в транспортировке материала играют ледники на суше, айсберги и
припайные льды в море. При отложении осадочного материала образуются
несортированные моренные отложения или тонкие илы с грубообломочным материалом.
Дифференциация вещества наблюдается только по периферии областей нивального
литогенеза (на суше – водно-ледниковые отложения) и в водных бассейнах (озерные и
морские осадки).
Гумидный литогенез характерен для умеренно влажной климатической зоны,
влажных тропиков и экваториальной области. Здесь круглогодично господствуют
положительные температуры, количество атмосферных осадков намного превышает
испарение. Климатические условия способствуют физическому и химическому
выветриванию с участием организмов. В результате образуется большое количество
обломочного, коллоидного, растворенного вещества и продуктов жизнедеятельности
организмов. В процессе переноса и отложения продуктов выветривания происходит
дифференциация вещества по крупности, плотности частиц и химическим свойствам.
Наряду с дифференциацией материала происходит смешивание продуктов переноса,
поступающих из разных источников и находящегося в разном физико-химическом
состоянии – в виде твердых частиц, коллоидов, биогенных образований и химических
растворов. Осаждение вещества происходит на суше и преимущественно в водных
бассейнах. Седиментогенез в областях с гумидным климатом характеризуется
преобладанием количества метеорных осадков над испарением и температурой,
позволяющей существовать воде в жидком состоянии. Главным агентом переноса и
осаждения продуктов выветривания в областях с гумидным климатом являются текучие
воды – дождевые, талые и реки. Продукты механического выветривания – обломки
различного размера вплоть до коллоидных частиц, переносятся различными способами:
1. Путем волочения по дну;
2. В виде грубой механической взвеси;
3. В виде коллоидных (золи) и субколлоидных (суспензии) растворов.
Продукты химического выветривания образуют истинные или коллоидные
растворы. Формы переноса различных групп химических соединений имеют
избирательный характер. Минералы глин – переносятся в виде суспензий, золей и
механических взвесей.
Соединения железа, марганца, фосфора, ванадия, хрома, никеля, кобальта, меди
переносятся в виде коллоидов или суспензий.
Карбонат кальция, магния и кремнезем переносятся в виде ненасыщенных
растворов, а также в виде механических взвесей.
Хлориды и сульфаты калия, натрия, кальция, магния переносятся исключительно
в виде истинных растворов.
Осаждение при процессах переноса, происходит под воздействием
гравитационных сил, в то время когда гидродинамическая энергия текущей воды
становится неспособной перемещать осадок (причем не весь, а частицы определенного
размера).
14
В результате переноса и отложения дождевыми и талыми водами образуются
делювиальные (на склонах) и пролювиальные (у подножия склонов) осадки. Перенос в
этом случае осуществляется на незначительные расстояния, поэтому частицы, слагающие
осадок, слабо окатаны и плохо сортированы.
Речные воды переносят громадное количество осадочного материала.
Значительное количество его отлагается по пути в руслах и долинах рек (так называемый
аллювий). Гранулометрический состав отложений зависит от скорости течения рек. Для
равнинных рек - это песчаные и глинистые осадки. Для горных рек – грубозернистые
осадки. Наибольшая часть осадков отлагается в дельтах рек – здесь кроме песчаноглинистого материала отлагаются частично продукты коллоидных растворов. В
заболоченных дельтах иногда отлагается органическое вещество.
В процессе осаждения материала из растворов значительную роль играют
организмы, способные извлекать из морской воды и концентрировать в теле, скелете или в
раковине кремнезем, карбонаты, фосфор и другие вещества. После массовой гибели таких
организмов на дне водоемов образуются кремнистые, карбонатные и фосфатные осадки.
Особое значение имеет наземная и водная растительность, концентрирующая
углерод. Обширные заболоченные леса дали начало торфу, углям, а фитопланктон морей
и лагун послужили материалом для нефтей
В областях гумидного литогенеза образуются терригенные (грубообломочные,
песчаные, алевритовые, глинистые), хемогенные и хемобиогенные (глиноземистые,
железистые, марганцевые, фосфатные) осадки.
Диагенез осадков заключается в уплотнении и многообразном аутигенном
минералообразовании. При литификации образуются каолинит, гидрослюды,
монтмориллонит, цеолиты, кремнеземистые минералы, карбонаты, сульфаты и др.
Характер и интенсивность диагенеза зависит от состава осадка, иловых вод, видового
состава бактерий и другого органического вещества.
Территории с гумидным литогенезом в современную геологическую эпоху
занимают большую часть земной поверхности.
Аридный литогенез характерен для пустынь и полупустынь, где наблюдается
дефицит влаги в атмосфере. Испарение намного превышает количество выпадающих
осадков. В районах с аридным климатом превалирует физическое выветривание.
Химические и биологические процессы в зоне гипергенеза протекают слабо.
В аридные зоны Земли осадочный материал поступает из соседних с ними
гумидных зон, что приводит к формированию большого разнообразия осадков.
Седиментогенез в областях с аридным климатом. Главным агентом переноса в
областях с аридным климатом является ветер. В силу того, что плотность воздуха меньше,
способность переноса в воздушной среде 300 раз ниже, чем у воды, двигающейся с той же
скоростью. Тем не менее, например, эоловые отложения в Среднем и Южном Каспии
занимают в донных осадках 13 % от веса.
При извержении вулканов пирокластический материал далеко уносится от места
извержения, так например, во время извержения кавказских вулканов, перенесенный
ветром пирокластический материал образовал мощные толщи туфов в Воронежской
области.
Мелкие частицы переносятся ветром во взвешенном состоянии, а более крупные
песчинки, мелкая галька, гравий – переносятся путем перекатывания. В процессе переноса
обломочный материал сортируется и окатывается.
В областях с засушливым климатом осадки выпадают редко, но в виде обильных
кратковременных ливней у подножий гор после таких, ливней образуются веерообразные
конусы выноса обломочного материала.
15
Процессы дезинтеграции протекают очень интенсивно, что коренные породы
часто оказываются погребенными под собственными обломками.
Преобладание испарения над количеством выпадающих осадков создает
благоприятные условия для химического отложения легко растворимых соединений в
озерах и лагунах. Существует определенная климатическая закономерность
распространения озерных осадков.
Содовые озера с невысокой минерализацией воды располагаются по периферии
аридной зоны.
Сульфатные озера - с более высокой минерализацией в полупустынях.
Хлоридные озера – с высокой минерализацией, в центральных частях аридных
зон.
В лагунах при небольшой концентрации растворов осаждается кальцит, при
увеличении концентрации – последовательно доломит и гипс с примесью карбонатов и,
наконец, при концентрации 27 % осаждаются хлориды и сульфаты.
Наряду с ними формируются карбонатные, сульфатные, хлоридные отложения.
Диагенез осадков осуществляется в виде обменных реакций между
выделившимися из раствора минералами и рапой. При отжиме рапы господствуют
реакции дегидратации. В глинистых илах солеродных бассейнов широко развиты
гидрослюды и монтмориллонит, и магнезиальные водные силикаты (коренссит, тальк,
серпентин).
Вулканогенно-осадочный литогенез развит в областях интенсивного вулканизма
современной и прошлых геологических эпох. Вулканы поставляют огромное количество
пирокластического материала для образования осадочных пород. Большое количество
вулканического вещества выносится в водные бассейны в виде растворов. Этот тип
литогенеза характерен для суши и океана. При подводных извержениях вулканов в
срединно-океанических хребтах, зонах трансокеанских разломов гидротермальные
растворы поставляют в области седиментогенеза кремнезем, железо, марганец, редкие и
рассеянные элементы.
В области осадконакопления вулканогенный материал распространен среди
нормально-осадочного в различных пропорциях в виде пластов и слоев пемзы, туфов,
туффитов, туфогенных пород и гидротермальных металлоносных осадков.
Диагенез приводит к уплотнению осадков, разнообразным химическим реакциям
между осадочными компонентами, иловыми и гидротермальными водами.
Океанский тип литогенеза проявлен в огромных океанских бассейнах и
противопоставлен литогенезу суши. Своеобразие этого типа литогенеза характеризуется
территориальным масштабом, многообразием гидродинамических обстановок, высокой
дифференциацией вещества и незначительным влиянием климатических факторов на
образование осадочных пород. В океанах выделяют только зоны холодного и теплого
климата.
В океанских обстановках различных глубин происходит дифференцированное и
смешанное накопление осадочного материала терригенной, вулканогенной, биогенной и
хемогенной природы.
Диагенез осадочного океанского материала с образованием литифицированных
пород происходит путем механического уплотнения, сопровождаемого биохимическими и
химическими реакциями в среде осадка.
2.4. Вторичные изменения осадочных пород
Все те изменения, которые происходят с осадочной породой после диагенеза,
называют вторичными или постдиагенетическими. Они происходят под влиянием
16
термобарических и геохимических факторов, а их направленность в значительной мере
определяется формой и интенсивностью тектонических движений. При погружении
осадочных пород стадия их жизни или эпигенеза сменяется стадией метагенеза (глубокого
преобразования), а затем метаморфизмом. После завершения стадии метагенеза осадочная
порода перестает существовать. Восходящие тектонические движения, приводящие к
выходу пород на поверхность, способствуют их изменению и разрушению в стадию
гипергенеза (или выветривания). Таким образом, вторичные изменения осадочных пород
осуществляются в стадиях эпигенеза, метагенеза и гипергенеза.
Эпигенез и катагенез
Эпигенез – это вторичные минералогические и структурные изменения
осадочных горных пород в совокупности с изменениями содержащихся в них флюидов.
Эпигенез наступает после завершения диагенеза при увеличении глубины погружения до
начала метаморфизма. Термин эпигенез применим к осадочной породе в целом. Процессы
изменения составных частей породы (рассеянного органического вещества, пустотного
пространства) называются катагенезом.
Причиной эпигенеза является воздействие на породу внешних сил. Основные
факторы эпигенеза:
1. Давление вышележащих толщ.
2. Повышение температуры, связанное с погружением породы.
3. Напряжения, возникающие при горообразовательных процессах.
4. Подземные воды, циркулирующие в осадочных породах и содержащие
растворенные минеральные вещества, и газообразные вещества.
Температуры процесса изменяются от 30-50 °С до 200 °С. Давления изменяются
от 100-200 атм. до 2000 атм.
Катагенетические (эпигенетические) преобразования пород сводятся к
следующим основным процессам: 1) уплотнению, 2) отжатию воды (обезвоживание); 3)
растворение неустойчивых соединений, 4) минеральному новообразованию, 5)
перекристаллизации.
Процесс уплотнения пород заключается в увеличении плотности горных пород в
результате уменьшения объема их порового пространства. Породы уплотняются
вследствие сближения их составных частей или в результате заполнения пустот
минеральными
новообразованиями.
Эти
процессы
вызываются
действием
литостатического давления, стресса иди физико-химическими реакциями. В начальные
этапы литогенеза уплотнение осуществляется главным образом в результате
перегруппировки частиц, более плотной их укладке, происходящей под влиянием
литостатического давления. Обломочные зерна при повышении литостатической нагрузки
стремятся занять устойчивое положение, соответствующее наиболее плотной укладке.
После перегруппировки частиц дальнейшее уплотнение может происходить в результате
растворения соседствующих зерен в точках контакта и приспособления их поверхности
друг к другу с образованием конформных, инкорпорационных, а затем и
микростилолитовых контактов.
Отделение воды. В осадочных породах вода может иметь разную природу: быть
унаследованной от стадии диагенеза или же поступить в породу при миграции. При
уплотнении вода постепенно отжимается из пород. По характеру взаимодействия с
твердой фазой породы воды подразделяются на свободные (гравитационные) и связанные
(физически или химически). Свободная вода способна перемещаться в породах под
действием силы тяжести или пластового давления. Связанная вода покрывает частицы
породы одномолекулярным слоем (гигроскопическая) или полимолекулярной пленкой
17
(пленочная), располагающейся поверх гигроскопической. Связанная вода не
перемещается в породах, она удерживается на поверхности минеральных зерен силами
молекулярного притяжения. В лабораторных условиях гигроскопическая вода отделяется
от твердой фазы породы при повышении давления до 3000-5000 кгс/см2. Химически
связанная вода входит в состав минералов (цеолитная, кристаллизационная,
конституционная). Она выделяется при нагревании породы до 800-400°С (в зависимости
от формы связи), при этом происходит изменение свойств минерала и даже
кристаллической решетки.
В процессе катагенеза отделяется преимущественно свободная вода, количество
которой в начальные этапы катагенеза во много раз больше, чем связанной. Она в
условиях повышенных температур и давлений способствует растворению отдельных
компонентов и возникновению минеральных новообразований.
Растворение составных частей породы. Изменение термобарических и
геохимических условий приводит к нарушению равновесия, химическому
взаимодействию этих соединений с жидкими и газообразными флюидами. Галоиды,
сульфаты, карбонаты как наиболее легко растворимые соединения, составляют как
правило основу солевой части подземных вод. Растворяются также кварц,
алюмосиликаты, окислы и др. Растворимость минералов зависит от температуры,
давления, фильтрационной способности породы, свойств мигрирующих флюидов (воды,
нефти, газов) – их минерализацией, солевым составом, рН, Еh, составом растворенных и
свободных газов и др. В частности образование стилолитовых швов связано с
растворением кальцита. При изучении осадочных пород под микроскопом часто
наблюдаются следы растворения и регенерация кварца, плагиоклазов и других частей
породы в виде коррозии поверхностей зерен или образования структур растворения под
давлением (конформных, инкорпорационных и др.). Растворению кварца способствует
повышающаяся температура, давление, а также растворенная в подземных водах
углекислота. В непроницаемых породах (глинах, мергелях, некоторых известняках и др.)
растворение и вынос продуктов химических реакций практически отсутствует. Большую
роль в процессах катагенеза играют нефть и битумы. На контакте с водой нефть
окисляется и частично разлагается с образованием углекислоты, благодаря которой вода
становится более агрессивной по отношению карбонатам, кварцу и другим минералам.
Углеворододы могут вызвать восстановление сульфатных ионов, благодаря чему
пластовые воды оказываются недонасыщенными сульфатами, что способствует
растворению гипса или ангидрита. Органическое вещество и углеводороды способствуют
восстановлению некоторых элементов с образованием сульфидов. Когда нефть насыщает
породы, она консервирует их от воды и препятствует растворению минералов. В процессе
разработки нефтяных месторождений, при замещении нефти пластовой водой и особенно
при закачивании в пласт пресных вод с целью поддержания пластового давления,
происходит нарушение физико-химического равновесия, что может вызывать новые
процессы растворения и преобразования минералов.
Минеральные новообразования – В стадию катагенеза широкое развитие
получают процессы аутигенного минералообразования. Среди вторичных (аутигенных)
минералов обычны кварц, халцедон, кальцит, ангидрит, КПШ, кислые плагиоклазы,
глинистые минералы (гидрослюды, хлориты) и др. Исходным материалом для их
возникновения в значительной мере являются вещества, растворенные в подземных водах,
а также газообразные соединения, содержащиеся в осадочных породах.
Новообразования кальцита обычно возникают из пластовых вод в условиях
повышенных температур (свыше 60-70°С). Часто вторичный кальцит выделяется в
открытых трещинах и порах пород.
18
Новообразованный кремнезем возникает в условиях повышенных температур и
давлений в нейтральной или слабощелочной среде. А в песчано-алевритовых породах он
обычно представлен кварцем и встречается в виде каемок регенерации; для известняков и
доломитов более характерен халцедон, который выполняет внутренние полости раковин,
каверны, а иногда замещает фаунистические остатки.
Очень характерны для стадии катагенеза изменение ассоциации глинистых
минералов, аутигенные выделения удлиненно-пластинчатых гидрослюд и табличек
железо-магнезиального хлорита, образующихся в поровом пространстве песчаноалевритовых пород при высоких температурах и давлениях. Каолинит кристаллической
структуры образуется в свободном пустотном пространстве в кислой среде, которая как
правило создается при окислении органического вещества. Иногда он метасоматически
замещает слюды, при этом сохраняется волокнистая структура. Зерна полевых шпатов
замещаются каолинитом, гидрослюдами, тонкодиспесным железисто-глинистым
веществом, а эффузивы превращаются в хлоритизированные и ожелезненные обломки.
Ангидрит также является эпигенетическим минералом. Вторичный доломит возникает
при взаимодействии кальцита с магнийсодержащими водами. Гидроокислы железа
образуются при взаимодействии сульфидов железа с кислородсодержащими подземными
водами.
Перекристаллизация заключается в преобразовании кристаллических зерен без
изменения их состава и кристаллической решетки и проявляется в укрупнении кристаллов
за счет объединения нескольких зерен, изменении формы кристаллов, приспособления их
к поверхностям соседних минералов, освобождении кристаллов от примесей.
Перекристаллизация минералов сопровождается уплотнением породы, уменьшением ее
удельной поверхности, увеличением устойчивости данной системы в новых
термобарических условиях. Перекристаллизация обычна для хемогенных и органогенных
пород, а также цемента обломочных и вулканогенно-осадочных пород. Наиболее
характерна перекристаллизация для таких пород как известняки, доломиты, гипсы.
Кроме перекристаллизации различают еще явление девитрификация
(раскристаллизации), заключающееся
в переходе из аморфного состояния в
кристаллическое. Наиболее характерен этот процесс для опаловых пород, фосфоритов и
обломков эффузивных пород.
Перекристаллизация и девитрификация происходят вследствие нарушения
физико-химического равновесия в породах при изменении термобарической и
геохимической обстановок.
Таким образом, в результате эпигенетических процессов, преобразуется состав
породы и внутреннее строение – разрушаются одни минералы, образуются другие.
Происходит дальнейшее уплотнение породы, коррозия, растворение, регенерация,
кристаллизация, перекристаллизация, замещение, цементация, образование конкреций и
различные другие химические превращения в породе. Минералы, образовавшиеся в
стадию эпигенеза, имеют более значительные размеры, чем в предыдущую стадию. Это
обычно зерна и зернистые агрегаты, иногда кристаллы, имеющие правильную форму.
Часто отмечается рост минералов по обломочным зернам, они образуют каемки
нарастания на обломках, облекая их, заполняют поры, капиллярные трещины, трещины
отдельности и пустоты. Пористость пород заметно уменьшается, до 3-5 %. Текстуры
пород сохраняются, структуры заметно изменяются. Для стадии эпигенеза характерно
образование конформных, регенерационных, перекристаллизованных и стилолитовых
структур.
19
Существует эпигенетическая зональность, связанная с направленным изменением
факторов эпигенеза. Это в частности проявляется в повышении степени катагенеза
органического вещества с глубиной, изменении ассоциации глинистых минералов и др.
В зависимости от интенсивности эпигенетических преобразований пород
выделяются различные стадии этого процесса:
1) стадия начального эпигенеза;
2) стадия глубинного эпигенеза;
3) стадия метагенеза.
Для стадии начального эпигенеза характерны малоизмененные относительно
слабо
уплотненные
породы
–
глины,
алевриты,
пески,
рыхлые
или
слабосцементированные песчано-алевритовые породы, мел, ракушечные известняки и др.
В глинах на этой стадии характерно присутствие монтмореллонита, каолинита и
смешаннослойных образований. Песчано-алевритовые породы отличаются наличием
свободного пространства, относительно невысокой прочностью.
Поздний эпигенез характеризуется сильным уплотнением пород, замещение
монтмореллонита и каолинита смешаннослойными образованиями, гидрослюдами или
хлоритом, переходом глин в аргиллиты, песков в прочные песчаники, дальнейшим
уплотнением известняков.
Возникающие в процессе эпигенеза минеральные ассоциации содержат наряду с
новообразованиями в разной степени устойчивые реликтовые ассоциации, находящиеся в
различной степени приспособления к данным термодинамическим условиям.
Метагенез
Переход от катагенеза к метагенезу знаменуется определенным изменением
состава, строения и свойств породы. В частности, при этом процессе появляются
глинистые сланцы, кварциты, слюдистый цемент, широко развивается хлорит, угли
преобразуются в полуантрацит и антрацит, а пористость пород понижается до нулевых
значений. Температура в зоне метагенеза составляет 200-300°С, давление более 2-3 тыс.
кгс/см2. Характерна большая минерализация и газонасыщенность подземных вод, более
кислая и более восстановленная среда, чем при катагенезе. Глубинное положение зоны
метагенеза зависит от температуры недр. При большом геотермическом градиенте
глубина 5-7 км, а при низком – гораздо глубже. При метагенезе породы сильно
уплотняются, их пористость становится минимальной. Перемещение флюидов становится
возможным только по трещинам. Все большее развитие получают гидрослюды высокой
степени преобразованности, за счет изменения глин образуется серицит. Происходит
хлоритизация биотита, развивается процесс альбитизации плагиоклазов, продолжается
регенерация кварцевых зерен. Изменение минерального состава сопровождается
перестройкой их структуры. В целом наблюдается укрупнение размеров зерен.
Упорядочение их ориентировки, дальнейшее развитие структур растворения обломочных
зерен и их регенерация. Минеральные зерна стремятся принять призматическую и
таблитчатую форму с ориентировкой большей грани перпендикулярно направлению
давления. В шлифах наблюдается листоватая, таблитчатая, волокнистая ориентированная,
мозаичная структуры, нередко с зубчатыми, шиповидными окончаниями минеральных
зерен.
Вторичные изменения осадочных пород в зоне гипергенеза
Объем зоны гипергенеза определяется глубиной проникновения грунтовых вод.
Наиболее характерны для осадочных пород процессы окисления, восстановления,
гидратации, гидролиза, растворения и катионного обмена.
20
Окисление. В условиях зоны гипергенеза в больших масштабах происходит
окисление органических веществ – каменных углей разных марок, нефти, рассеянного
органического вещества и др. В результате реакции происходит выделение углекислоты
со значительным количеством тепла С+О2 – СО2. При полном окислении органического
вещества окраска пород осветляется. Окисление в породе закисных соединений железа
сопровождается изменением окраски от серой, черной или зеленовато-бурой до желтой,
оранжевой, кирпично-красной или бурой (в зависимости от содержания воды и степени
окисленности вещества). Распространен процесс окисления пирита, который развивается
ступенчато:
2FeS2+7O2+H2O → 2FeSO4+2H2SO4
12FeSO4+3O2+6H2O → 4Fe(OH)3+4Fe2(SO4)3.
Кроме закисных соединений железа (марказит, сидерит, шамозит), окисляются
карбонаты марганца (родохрозит), сульфиды никеля, меди и др.
Восстановление. Восстановление – процесс противоположный окислению, он
заключается в присоединении электронов катионами и обычно проявляется в потере
кислорода восстанавливающимися веществами. В зоне гипергенеза восстановительная
обстановка возникает при застойном режиме грунтовых вод вследствие
жизнедеятельности бактерий или разложения органического вещества. А также при
окислении просачивающейся к поверхности нефти. Энергичными восстановителями
являются углерод и водород.
Реакция восстановления окисных соединений железа органическими веществами
представляется в следующем виде:
2Fe2O3 . nH2O+C → 4FeO+CO2+nH2O,
FeO+CO2 → FeCО3.
Реакция восстановления сульфатов нефтями и битумами с образование серы:
CaSO4+2C → CaS+2CO2,
2CaS+2H2O → Ca(OH)2+Ca(SH)2
Ca(OH)2+Ca(SH)2+2CO2 → 2CaCO2+2H2S
H2S+O → S+H2O
При восстановительных реакциях в зоне гипергенеза могут образовываться
пирит, марказит и другие минералы.
Гидролиз –заключается во взаимодействии вещества с водой, при котором
составные части вещества соединяются с составными частями воды (ОН-, Н+).
Характерны реакции гидролиза для алюмосиликатов, силикатов и многих окислов.
Гидролиз ортоклаза или микроклина:
2KAlSi3O8+3H2O → 2KOH+4SiO2+H2Al2Si2O8 . H2O,
При этом образуется гидрат окиси калия, кремнезем и каолинит.
Нередко гидролиз сопровождает реакции окисления. Водные и безводные
сульфаты вступая во взаимодействие с водой образуют гидраты окиси железа:
Fe2(SO4)3+6H2O → 2Fe(OH)3+4CO2.
Подобное происходит и с сидеритом:
4FeCO3+O2+6H2O → 4Fe(OH)3+4CO2,
При этом окраска породы изменяется от серой или темно-серой до бурой.
При гидролизе ионы ОН- образуют с металлами подвижные соединения и
выносятся из зоны гипергенеза, а при реакции ионов водорода с анионами (например
каолинит, гидрослюда), которые могут оставаться на месте или выноситься в виде взвеси
водой.
Гидратация – процесс присоединения воды к химическому соединению породе в
результате вхождения в кристаллическую решетку или адсорбции поверхностью частиц.
21
Процесс присоединения воды сопровождается увеличением объема. Гидратация часто
сопровождает процессы окисления, карбонатизации и др. При гидратации окисных
соединений железа, например, гематита, образуется лимонит:
2Fe2O3+H2O → 2Fe2O3 . 3H2O
Подобная картина наблюдается и при гидратации сульфатов (ангидрита,
тенардита и др.)
CaSO4+2H2O → CaSO4 . 2H2O.
При этой реакции объем новообразованного соединения увеличивается на 30%.
Существенно увеличивается при гидратации объем монтмореллонитовых глин,
вермикулита и других соединений.
Растворение. Для большинства минералов растворимость с повышением
температуры повышается, однако для каменной соли при изменении температуры воды от
0 до 100° она остается постоянной (36-40 г на 100 г воды), а у кальцита даже понижается.
В кислых водах (рН<7) энергично растворяются карбонаты (кальцит, доломит),
полевые шпаты, плагиоклазы. Особенно благоприятствует их растворению присутствие
углекислоты (которая образуется при окислении органического вещества:
СaCO3+CO2+H2O → Ca(HCO3)2
Возникающий при реакции бикарбонат кальция легко переходит в раствор. При
воздействии кислых вод на полевые шпаты происходит их разложение с образованием
легко растворимых соединений:
2KAlSi3O8+2H2O+CO2 → H2Al2Si2O8 . H2O+K2CO3+4SiO2
Карбонат калия (поташ), частично и кремнезем при этой реакции переходят в
растворенное состояние, а каолинит остается нерастворимым. Способствует растворению
также серная (образующаяся при окислении сульфидов) и органические кислоты.
Присутствие растворенных солей и газов вызывает изменение растворимости
минералов. Так, увеличение содержания NaCl в воде до 2 моль/1000 г вызывает
повышение растворимости CaCO3. Дальнейшее повышение количества NaCl в растворе
понижает растворимость кальцита.
В пресных водах очень высокой растворимостью обладают нитраты и галоиды,
ниже растворимость у сульфатов, карбонатов, фосфатов.
Процессы растворения в зоне гипергенеза сопровождаются выносом вещества из
породы, образованием пор (например, при выносе цемента из песчаников), каверн и более
крупных полостей – карстовых воронок, пещер. В результате этого понижается прочность
породы, их устойчивость по отношению к воздействия бурового инструмента, вместе с
тем возрастает емкость пород для нефти, газа, воды.
Катионный обмен – изменение состава минералов без изменения их структуры,
связанное с замещением одних, непрочно удерживающихся в кристаллической решетке
катионов другими. В процессе такого замещения одни катионы поглощаются твердой
фазой, а другие наоборот выделяются в раствор. Следствием этого является, например,
накопление калия в осадке и вынос натрия в океан. В осадочных образованиях это явление
характерно для глинистых минералов, в которых обменные катионы располагаются в
межслоевом пространстве. Наибольшей способностью к катионному обмену обладают
минералы группы монтморелонита (монтмореллонит, бейделлит, нотронит, сапонит и
др.). Основными обменными катионами являются Ca2+, Mg2+, Na+, K+, H+.
В конечном итоге процессы гипергенеза приводят к уничтожению осадочной
породы. Продукты гипергеннных реакций являются исходным материалом для
образования новых осадочных образований. Иногда, частично измененная порода в
погружении сохранится от окончательного разрушения, встречаются известняки и
доломиты с широким развитием каверн, карстовых и других крупных полостей, нередко
22
залегающие на значительных глубинах (несколько км) и являющихся прекрасными
коллекторами нефти и газа.
Тема 3. Петрография осадочных пород (Ауд. 22 ч, в т.ч. лекций 4 ч)
3.1.Классификация осадочных горных пород
Для освоения краткого курса предлагается классификация М.С. Швецова. Она
научно обоснована и удобна для практического использования. Согласно этой
классификации, выделены три основные группы пород: 1) обломочные, 2) глины, 3)
химические и биохимические.
Особое место среди осадочных пород занимают вулканогенно-обломочные
породы. Они занимают промежуточное положение между осадочными и магматическими
породами.
3.2. Текстуры и структуры осадочных горных пород
Текстуры и структуры относятся к числу важнейших признаков осадочных
пород. Они позволяют восстановить условия и процессы накопления осадков,
особенности формирования из них пород, дальнейшие их изменения. Изучение
структурно-текстурных особенностей осадочных пород имеет большое значение при
поисках и разведке полезных ископаемых осадочного генезиса.
Текстура – это особенности строения породы, которое определяется
распространением и взаимным расположением частиц породы.
Текстуры, возникшие в песчаном, алевритовом, глинистом или карбонатном
осадке, фиксируются как на их поверхности, так и во внутреннем строении пород. Часто
они сохраняются в первичном виде в ископаемом состоянии. В процессе метаморфизма
первичные текстуры изменяются и возникают сланцевые текстуры. При выветривании
горных пород возникают ячеистые, карстовые, пятнистые и другие текстуры.
К текстурным признакам, наблюдаемым на плоскостях напластования, относятся
различные неровности поверхностей пластов и знаки, отражающие процессы динамики
среды отложений, жизнедеятельности организмов, перемещения и уплотнения осадка,
перераспределения вещества в горной породе. Особенно показательны на плоскостях
напластования знаки ряби, следы струй течения и стекания; следы, оставленные
предметами, перемещаемыми водой по дну, трещины усыхания, глиптоморфозы, следы
движения и ползания различных организмов и многие другие текстуры.
К текстурным признакам, различаемым внутри пластов, относятся: слоистость,
разные формы сингенетических и раннедиагенетических деформаций, связанных с
оползанием осадка, с жизнедеятельностью организмов и растений, а также другие
текстурные особенности, образовавшиеся в результате перемещения вещества в осадке и
позднее в породе.
Под структурой осадочных пород понимается совокупность внешних
признаков, определяемых размерами, формой, характером поверхности частиц и
количественными взаимоотношениями всех компонентов породы.
По форме и виду компонентов различают структуры вулканогенно-осадочных,
обломочных,
хемогенных,
органогенных
и
глинистых
пород.
Структуры
пирокластических пород определяются наличием обломков вулканического стекла,
эффузивных пород и оплавленных кристаллокластов. По наличию обломков пород и
минералов делается вывод о том, что порода относится к обломочной. Структуры пород
23
хемогенного происхождения определяются по наличию кристаллических, аморфных,
оолитовых, сферолитовых агрегатов аутигенных минералов. Структуры пород
органогенного происхождения определяются по наличию животных или растительных
остатков. Структуры глинистых пород характеризуются наличием тонкодисперсных
пелитовых частиц глинистых минералов.
3.3. Основные типы осадочных горных пород
3.3.1. Вулканогенно-осадочные породы
Главное отличие вулканогенно-осадочных пород от нормально-осадочных
заключается в способе разрушения первичных пород, т.е. в способе получения
обломочного материала. Если в нормально-осадочных породах обломочный материал
образовался в результате экзогенных процессов – гипергенеза, то при образовании
вулканогенных обломочных пород обломочный материал поступал за счет вулканической
деятельности, типичного эндогенного процесса.
В большинстве случаев при вулканических извержениях изливаются не только
лавы, но в обильном количестве выделяются водяные пары и другие газы и
выбрасываются в обильном количестве обломочные продукты извержения. Жидкие и
газовые продукты извержений составляют около 2-3 % от массы твердых.
Обычно, уже застывшие порции лавы или другие продукты прошлых извержений
вулкана закупоривают вулканические жерла, что при активизации вулканической
деятельности приводит к накоплению газов и повышению их давления под вулканической
постройкой. Это происходит до тех пор, пока давление газа или вспененной лавы не
превысит прочность вулканической постройки. Как только это достигается,
вулканические газы и газонасыщенная лава с силой устремляются вверх, разрушая и
раздробляя породы вулканического аппарата. Интенсивное выделение газов из лавы
приводит к вулканическим взрывам. Струи газа выносят из лавы твердые кристаллы,
выбрасывают небольшие порции (брызги) жидкой лавы, которые, остывая в полете,
превращаются в твердые частицы.
Типизация продуктов вулканической деятельности
Вулканические компоненты по состоянию вещества делятся на твердые
(вулканические бомбы, лапилли, вулканический пепел и песок), жидкие (растворы
(ионные и коллоидные) соединений железа, марганца и других металлов, кремнезема,
сульфатов, мышьяковых сульфидных и других веществ.) и газовые. По способу
поступления вулканического материала в зону осадкообразования вулканические
компоненты делятся на эффузивные, эксплозивные и гидротермальные, которые
характеризуют основные формы вулканизма. Этот материал составляет основу трех
генетических групп вулканогенных пород.
Спекшиеся породы
Среди пород этой генетической группы выделяют крупнообломочные –
агглютинаты и псевдоагглютинаты и среднеобломочные – игнимбриты.
Агглютинаты представлят собой породы, состоящие из спекшихся бомб.
Образование агглютинатов связано с извержением вулканов гавайского типа.
Выбрасываемые из вулкана раскаленные полужидкие куски (бомбы) основной лавы при
накоплении сплавляются в пористую массу. Образование агглютинатов ограничивается
прикратерными участками.
24
Псевдоагглютинаты вторично спекшиеся туфы, образовались в прикратерных
областях вулканов. Такое спекание шлаков происходит в результате воздействия горячих
газов на поверхность обломков. В результате чего произошло расплавление
поверхностной зоны обломков и их спекание.
Игнимбриты это породы состоящие из спекшегося раскаленного пеплового
материала. Раскаленные частицы палящих туч игнимбритовых лав в нижних частях
мощных потоков уплотняются, в результате чего свариваются в однородную пластичную
массу способную течь, огибая вертикальные неровности рельефа. В результате
сплавления-сваривания пепловых частиц, следы обломочной структуры полностью, или
почти полностью исчезают. Сохранившиеся контуры некоторых обломков расплывчатые
и сильно растянутые в процессе сплющивания и сваривания. Кристаллокласты включены
в флюидальную массу, напоминая фенокристы эффузивных пород. Для игнимбритов
характерно присутствие субпараллельных линзовидных частиц стекла, по форме
напоминающих языки пламени (фьямме). Образование фьямме происходит в результате
сплавления мелких обломков раскаленного стекла. Содержание фьямме в игнимбрите
может достигать 50 %, а размеры их колеблются от первых милиметров до 50 см, при
толщине до 15 см. Для типичных игнимбритов характерны кластические смешанные
структуры с различным соотношением лито-, кристалло-, и витрокластов. Состав
игнимбритов риолитовый, дацитовый, реже андезитовый и трахитовый. В некоторых
случаях при изучении шлифов игнимбриты невозможно отличить от эффузивов, особенно
в измененных разностях, в которых полностью исчезают следы обломочной структуры.
Образование игнимбритов связывают со специфическими игнимбритовыми лавами, или
палящими тучами, представлющими турбулентные потоки смеси раскаленного
пирокластического материала и вулканических газов. Температура палящих туч 550-950
о
С. Скорость перемещения палящих туч достигает 150 км/час. Игнимбритовые
извержения носят катастрофический характер и происходят в период завершения
орогенного вулканизма, во время и возникновения кальдер обрушения. Впервые
игнимбриты охарактеризованы П. Маршаллом (1932) в Новой Зеландии, подобные
породы распространены в Италии (называемые пиперно), в Йеллустонском национальном
парке Америки (сваренные туфы по Р. Дели). Игнимбриты в нашей стране впервые
описаны А.Н. Заварицким в Армении.
Модель механизма игнимбритовых (пирокластических) извержений разработал
А. Ритман (1963). Наблюдения вулканологов за современным породообразованием в
процессе вулканической деятельности, показывают на незначительный масштаб
образования игнимбритов, да и спекание обломков слабое. В связи с этим, в последнее
время, многие геологи и вулканологи придерживаются лавового происхождения
игнимбритов. В капитальном учебнике "Петрография" (1981) под редакцией А.А.
Маракушева образование игнимбритов связывается с кристаллизацией-затвердеванием
подвижных кислых лав, насыщенных магмофильными компонентами.
Эффузивно-кластические породы
Эти породы начали различать лишь 20-30 лет назад, а до этого они
рассматривались как туфы, т.е. как образования эксплозивно-кластические. Среди них
выделяют лавокластиты и гиалокластиты.
Лавокластиты впервые выделил Е.Ф. Малеев как «вулкано-кластические
породы, образующиеся в результате дробления лавы после ее извержения». В этом
определении наиболее расплывчато слово «после», позволяющее широко понимать
термин и отрывать образование обломочных осадочных накоплений от момента излияния
25
лавы. Поэтому В.Т. Фролов рекомендует лавокластитами называть «эффузивноосадочные накопления, возникшие в результате синхронной излиянию механической
фрагментации периферии лавовых потоков или экструзивных куполов, отчленения от них
преимущественно грубых фрагментов, смешения с окружающими осадками и
последующей экзогенной цементации». Они обычно описывались как «подушечные
брекчии», «аквагенные брекчии», «аквагенные туфы».
Лавокластиты обрамляют лавовые потоки, особенно базальтовые подводные в
виде широких, в сотни метров, подковообразных шлейфов и, кроме того, подстилают и
покрывают их. Их мощность 0,5-3,0 м, заполнитель – глинистый, известковый, песчаный,
гиалокластитовый, вероятно, и кремневый. Почти всегда это – псефиты,
классифицируемые по размеру обломков на грубо- (от 2-3 до 1 м), крупно- (1-0,5 м),
средне- (0,5-0,25 м) и мелкоглыбовые (0,25-0,1 м) и щебенково-брекчиевые (0,1-0,01 м).
Чаще всего они сложены обломками 0,8-0,2 м. Диагностическими признаками
лавокластитов являются: 1) моновулканитовость; 2) свидетельства первичной
пластичности (пластичное округление углов, сферичность сегментов лавовых подушек
или шаров, изгибы и др.) и горячего состояния (обжиг вмещающего осадка, аргиллизация
глин и т.д.); 3) конформность части обломков; 4) неполная разъединенность некоторых
фрагментов лав, исключающая заметный перенос; 5) невыветрелость, отсутствие
сортировки и слоистости, как и механического окатывания; 6) парагенез с лавами и
гиалокластитами, обычно того же состава, а также отмеченные выше грубообломочность
и экзогенный заполнитель.
Помимо гранулометрической классификации лавокластиты разделяют по типу
вулканитов на базальтовые, андезитовые, дацитовые и риолитовые, а также по составу
экзогенного заполнителя.
Гиалокластиты выделены А. Ритманом в 1958 на Сицилии как подводные
витрокластические вулканические туфы (аквагенные или палагонитовые туфы), но вскоре,
когда их начали обнаруживать не как продукты взрывной деятельности вулкана, а как
результат своеобразной формы излияния лавы – пульверизации через трещины застывших
корок (пульверизационные гиалокластиты) или при десквамации шаров вследствие
или льдом
термического шока от соприкосновения лавы с морской водой
(десквамационные гиалокластиты). Таким образом, гиалокластиты би- или тригенетичны:
они и туфовые – подводно-эксплозивные – и эффузивные – пульверизационные и
десквамационные. Гранулометрически они представляют собой пески или дресвяники без
сортировки, моновулканитового, точнее моновитрокластового, состава, неслоистые или с
неясной слоистостью, без заметных признаков транспортировки, обычно темные, чаще
всего палагонитизированные и глинизированные – превращенные в смектиты и хлориты.
Стекло – сидеромелановое, прозрачное в шлифе, быстро гидратирующееся и
превращающееся с поверхности или нацело в желтый аморфный вторичный продукт палагонит, который в свою очередь также довольно легко замещается образующимися в
нем чешуйками смектитов или хлоритов, а также цеолитами. При полной глинизации
гиалокластиты узнаются по реликтовой, "теневой" шариковой или черепковой форме
гиалокластитов. Классифицируются по размеру обломков, составу (базальтовые, очень
редко андезитовые) и степени измененности. Помимо глинистых минералов часто по
гиалокластам развиваются цеолиты, вплоть до образования гиалокластитовых цеолититов,
с толщиной слоев от дециметров до первых десятков метров.
Литифицированные эксплозивно-кластические породы
26
В результате пеплопадов формируется наиболее разнообразная группа
вулканокластических пород – туфов. Они состоят преимущественно (90-100 %) из
ювенильного сцементированного материала.
Цементация обломков, или литификация вулканокластического материала
осуществляется прессованием-уплотнением и гидрохимическими превращениями в толще
осадка. Гидрохимический способ литификации вулканического материала происходит
главным образом в результате разложения мелких обломков стекла и превращения их в
различные водные алюмосиликаты, карбонаты и опал. Цементация материала также
осуществляется при химическом взаимодействии обломочного материала с горячими
минерализованными водами фумарол. В основных туфах большую роль в цементации
играют карбонаты, хлориты и цеолиты. Кислые туфы, состоящие преимущественно, из
остроугольных обломков стекла, цементируются опалово-глинистым продуктом
разложения и под воздействием пластового давления уплотняются.
Вулканические туфы – горные породы, образовавшиеся путем гидрохимической
цементации и уплотнения рыхлого вулканического материала независимо от крупности
обломков и фациальных условий накопления. В отличие от нормально-осадочных пород
для туфов характерно:
1. Присутствие в обломках неустойчивых при выветривании минералов –
основного плагиоклаза, пироксена, оливина, базальтической роговой обманки.
2. Присутствие в виде обломков вулканического стекла или его продуктов
разложения.
3. Присутствие большого количества обломков эффузивных пород
4. Полная несортированность обломочного материала и резко угловатая форма
обломков. Отсутствие слоистости или грубая слоистость. Беспорядочное расположение
обломков, не имеющих изометричную форму. Удлиненные обломки располагаются часто
перпендикулярно к наслоению.
Классифицируются туфы по структуре, составу и степени изменения.
Размерность пирокластического материала колеблется в очень широких пределах, что
дает возможность выделять грубообломочные, псефитовые, псаммитовые и алевритовые
туфы. Эти разновидности туфов образуются на различном удалении от вулканического
аппарата и частично характеризуют тип извержения. Так, например, агломератовые туфы
образуются при извержении гавайского типа вулканов, лапиллиевые – стромболианского,
мелколапиллиевые – плинианского, а алевритовые и пелитовые туфы образуются при всех
типах извержений. Туфовые отложения с различными размерами обломков являются
продуктами эоловой дифференциации материала. Мощность туфовых отложений и размер
обломков уменьшаются в направлении ветра.
Грубообломочные туфы характеризуются отсутствием сортировки материала и
могут обладать плохо выраженной слоистостью, являющейся следствием изменения силы
вулканических взрывов. Обломочный материал не имеет следов транспортировки и
представлен фигурными, угловатыми обломками, бомбами типа "хлебной корки" и
обломками шлаков.
Псефитовые туфы также состоят из обломков пород (литокластов), но наиболее
мелкие частицы представлены витрокластами и кристаллокластами. Форма обломков
изометричная, угловатая.
Пепловые туфы более разнообразны по агрегатному строению обломков. Среди
них выделяются витро-, кристалло-, и литокласические разности. Чрезвычайно
распространены смешанные, состоящие из примерно равного количества обломков
разного агрегатного строения (кристалловитрокластические, литокристаллокластические
и др.).
27
Витрокластические туфы состоят из осколков и обрывков вулканического
стекла. Форма обломков очень остроугольная с вогнутыми сторонами. Даже в
палеотипных туфах, где вулканическое стекло полностью разложено, витрокластическая
структура улавливается по таким очертаниям обломков. Такая своеобразная форма
обломков получается потому, что газы разрывают обычно сильно пузыристую
стекловатую корку. Выгнутые стенки пузырьков были когда-то стенками пузырьков.
Витрокластические туфы состоят обычно из обломков алевритовой или пелитовой
размерности и имеют риолитовый состав.
Кристаллокластические туфы состоят из обломков фенокристаллов. Форма
таких обломков тоже остроугольная. Нередко в породе можно встретить целые хорошо
образованные кристаллы. По петрографическому составу эти туфы обычно андезитовые.
Измененные ("древние", или палеотипные) кристаллокластические туфы труднее всего
отличить от полимиктовых нормально обломочных пород. Неустойчивые при
выветривании минералы уже не сохраняются, по мере того как туф становится
палеотипным.
Литокластические туфы состоят из обломков эффузивных пород. В наиболее
крупных обломках могут находиться порфировые вкрапленники. Форма обломков
угловатая, но обычно очень разнообразная в зависимости от свойств эффузивной породы
в момент раздробления. Размер обломков чаще псаммитовый, а состав базальтовый.
Ксенотуфы представляют собой пирокластические породы, содержащие кроме
ювенильного до 50 % акцессорного и ксеногенного материала. Чуждый и резургентный
материал является обломками прошлых извержений данного вулкана, частицы пород
фундамента (изверженных, осадочных и метаморфических) и глубинных ксенолитов
(кимберлитов, эклогитов, перидотитов). Неювенильный материал окислен, с характерной
красновато-бурой окраской, различной степени изменения, оплавлены, часто
изотропитизирован. Способы литификации ксенотуфов уплотнение, гидрохимические
реакции и спекание.
Обычно ксенотуфы слагают основание вулканов, располагаясь вблизи центров
извержения. Они образуются при извержениях катмайского и плинианского типов
извержения.
Смешанные породы
положение между
Занимают промежуточное
нормально-осадочными и
пирокластическими породами.
Туффиты (ортотуффиты) представляют собой породы, состоящие из
вулканокластического ювенильного материала испытавшего некоторый перенос и
перемывание водой. При переносе пирокластический материал (90-50 %) перемешивается
с нормально-обломочным (10-50 %). В отличие от туфов туффиты имеют следующие
характерные особенности:
1) В них значительно лучше проявляется слоистость и сортированность
обломочного материала.
2)
Обломки пирокластического материала могут быть окатаны.
3) Присутствие нормально-обломочного материала (кварца, полевых шпатов и
слюды), в том числе хемогенного материала и органических остатков.
Перемешивание терригенного и пирокластического материала в любых
пропорциях происходит постоянно в дельтах рек, прибрежно-морских условиях, озерах, в
отложениях грязевых потоков, ледниковых и водно-ледниковых отложениях. Как
показывают наблюдения вулканологов пепел курильских вулканов разносится на
расстояния 500-700 км, оседает и смешивается с донными океаническими осадками.
28
Подводные вулканы при извержении взмучивают донные осадки, которые смешиваются
со свежей пирокластикой. Наряду с терригенным материалом в туффитах отмечается
хемогенный осадочный материал, например известковые туффиты Алтае-Саянской
складчатой области, кремниевые туффиты Урала, гематитовые туффиты Юго-Восточного
Алтая, серные туффиты кратерного озера на острове Парамушир, соляные туффиты
Закарпатья и др. Биогенная примесь обычно представлена растительным детритом,
опаловыми скелетами диатомовых водорослей, радиолярий, кремниевых губок.
Цементация туффитов также, как в туфах осуществляется уплотнением и
гидрохимическим разложением обломочного материала, а также за счет терригенного,
хемогенного и биогенного материала. Обычно туффиты представлены только
среднезернистыми и тонкозернистыми породами. Они могут постепенно переходить в
нормально-обломочные породы (полимиктовые песчаники и алевролиты).
Туфогенные породы содержат ювенильного вулканокластического материала
менее 50 %, что вносит трудности в отличительную диагностику этих пород от
нормально-обломочных.
3.3. 2. Обломочные горные породы
Обломочные горные породы – кластолиты (цементированные) и кластиты
(рыхлые). Нижняя граница размера обломочного материала проводится по величине 0,005
мм. Ниже этого размера обломочные частицы теряют свойства первичных горных пород и
минералов из которых они образовались. Частицы размера менее 0,005 мм обладают
большой суммарной поверхностью и малым объемом, являются химически активными
легко окисляются, гидратируются, подвергаются гидролизу и замещению глинистыми
минералами и хлоритами. Эти частицы слагают пелитовые осадочные породы.
Кластические частицы и горные породы из них делят по размеру на три группы:
грубообломочные (псефиты и псефитолиты) с рамером обломков крупнее 2 мм; псаммиты
и псаммитолиты – 2-0,05 мм; алевриты и алевролиты –0,05-0,005 мм.
Обломочные породы, состоят из обломков реликтовых (древних) минералов и
пород, устойчивых при выветривании первичных горных пород. Сингенетические
(аутигенные) минералы присутствуют в обломочных породах только как примесь или
образуют цемент в плотных цементированных разновидностях. Кластолиты других
генетических типов (эффузивно-магматического, грязево-эффузивного, тектонического)
не относятся к собственно осадочным образованиям и не рассматриваются в этом разделе.
Грубообломочные породы - псефиты
Грубообломочные породы образовались в результате скопления крупных
обломков, возникших в процессе физического выветривания на земной поверхности.
Среди псефитолитов выделяют породы с угловатыми обломками, называемых брекчиями
и окатанными – конгломератами.
Брекчии являются редкими породами, локализуются недалеко от места
разрушения материнской породы и не образуют мощных толщ и выдержанных
горизонтов. По происхождению среди брекчий выделяют:
1. Почвенные или элювиальные, которые характеризуются постепенным
переходом в материнские породы. В обломках находится та же сильно выветрелая порода.
2. Обвалов, оползней, осыпей и селевых потоков. В обломках находятся самые
разнообразные породы.
3. Ледниковые брекчии лежат, как правило, на сглаженном шлифованном
основании.
4. Прибрежные брекчии, как правило, переходят в конгломераты.
29
При изучении брекчий необходимо обращать внимание на следующие их
особенности:
Петрографический состав обломков и процентное соотношение;
Гранулометрический состав обломочных частиц по замерам большого
количества обломков;
Форму и степень угловатости обломков;
Характер поверхности обломков (т.е. шероховатость, полированность,
штриховатость);
Выветрелость обломков;
Взаимоотношение обломков между собой;
Петрографический состав цемента, количество, структуру;
Взаимоотношение цемента с обломками;
Текстуру толщи;
Взаимоотношение с подстилающими и перекрывающими отложениями.
Породы изучаются, главным образом, макроскопически. При необходимости
изучения более детально используется микроскоп и другие точные методы осадочной
петрографии.
Конгломераты и гравелиты и даже рыхлые обломочные породы с окатанными
обломками наиболее распространены, чем брекчии. Конгломераты и гравелиты могут
находиться в слоях выдержанных по мощности и простиранию. Мощность таких толщ
иногда достигает 1000 м. Но мощные толщи, как правило, быстро выклиниваются. В
зависимости от положения в стратиграфическом разрезе выделяют внутриформационные
и базальные конгломераты. Первые свидетельствуют о местных незначительных
перерывах в осадконакоплении. Вторые связаны с длительными региональными
перерывами, т.е. свидетельствуют о стратиграфическом несогласии. Они лежат в
основании крупных осадочных формаций.
По происхождению различают морские и речные конгломераты и эоловые и
ледниковые галечники.
В морских конгломератах и галечниках гальки более окатаны, более
отсортированы и представляют более устойчивые при выветривании породы.
Уплощенные гальки ориентированы по слоистости с наклоном 7-8о к наслоению. Речные
конгломераты хуже сортированы. Уплощенные гальки наклонены к слоистости под
углами 15-30о. В моренных конгломератах обломки меньше всего окатаны и сортированы.
Ледниковые конгломераты ассоциируют с ленточными глинами. Гальки эолового
происхождения имеют характерную форму в виде окатанных трехгранников, хорошо
отшлифованы, но плохо сортированы по размеру.
Конгломераты свидетельствуют о начале интенсивного размыва горных хребтов
сразу же после их возникновения. Их много в силурийских отложениях (после
каледонского цикла тектогенеза); в пермских отложениях (после герцинского) и в
третичных отложениях (после альпийского цикла тектогенеза).
Псаммитолиты – пески и песчаники, песчаные породы
Псаммитолиты – цементированные породы, рыхлые – псаммиты, в русской
транскрипции песчаники и пески. К ним относятся обломочные породы, состоящие более
чем на 50 % из обломков размером 0,05-2,0 мм. Обломочный материал является
частицами более древних пород, чем данный осадочный цикл.
Песчаный материал и породы принято делить на пять градаций по размерам
частиц, в мм:
Грубозернистые
2-1
30
Крупнозернистые
1-0,5
Среднезернистые
0,5-0,25
Мелкозернистые
0,25-0,10
Тонкозернистые
0,10-0,05
Песчаные породы получают название по преобладающей фракции обломочного
материала.
В песчаниках может присутствовать пелитовый и алевритовый материал от
первых процентов до 50 %. Песчаники с малой (до 10 %) концентрацией глинистого или
алевритового цемента (матрикса), следуя американской классификации, называют
аренитами, а содержащие 10-50 % матрикса – вакками. В отечественной практике для
пород смешанного состава, в том числе и для псаммитолитов, к определяющему названию
породы примесный компонент обозначают прилагательным с предлогом "с" – при
содержании примеси до 5 %,.прилагательными с суффиксом "ист" – при содержании 5-25
%, и суффиксами "ов, ев" – при содержании 25-50 %. При этом, целесообразно указывать
количественное содержание дополнительного компонента (в %), например, песчаник с
примесью (5) известкового материала в цементе; известковистый (20) песчаник;
известковый (45) песчаник и т.п.
Классифицирование песчаных пород осуществляется по составу кластического
материала и цементу. Приоритетным классификационным признаком является состав
обломочного материала, с учетом главных и примесных компонентов (минеральнопетрографические группы псаммитолитов).
Группа псаммитов и псаммитолитов по составу главных обломочных
компонентов - кварца, полевых шпатов и пород. Среди пород этой группы разные авторы
выделяют – кварцевые, мономиктовые, олигомиктовые, аркозовые, полимиктовые,
граувакковые, слюдистые, глауконитовые и др. разновидности.
Кварцевые пески и песчаники, обломки в которых представлены кварцем в
количестве более 50 %, полевых шпатов менее 25 % и обломков пород менее 25 %. Среди
них выделяют: собственно кварцевые – кварца больше 90 %; олигомиктовые – кварца 7590 % и мезомиктовые – кварца более 50 %, полевых шпатов менее 25 %, обломков пород
менее 25 %.
Мономиктовые и олигомиктовые песчаники в зависимости от примесей имеют
собственные названия, например, слюдистый песчаник, содержащий примесь реликтового
мусковита в цементе; или известковый песчаник, в котором кварцевые обломки
цементируются известковым цементом.
По составу цемента выделяют опаловые, кремнистые, глинистые, железистые,
огипсованные песчаники. Иногда, даже характер цементации отражают в названии
песчаника, например, кварцевый песчаник с регенерационной структурой, называют
регенерированным песчаником.
Аркозы или аркозовые песчаники, обломочный материал в них представлен
полевыми шпатами – более 25 %, обломками пород – менее 25 % и кварцем – 25-50 %.
При необходимости аркозы делят по составу полевых шпатов на калиевые, натрийкалиевые, натриевые и кальций-натриевые. Аркозы являются светлоокрашенными
породами, похожи на такие изверженные породы как аплиты. Слоистость в аркозовых
песчаниках плохо заметна. Цемент состоит из тонкообломочного (алевропелитового)
материала, либо из кальцита с беспорядочнозернистой или монокристаллической
структурой. Иногда цемента мало. Аркозы развиваются за счет гранитов и гнейсов.
Большое содержание в них полевых шпатов, угловатая форма обломков и слабая
сортированность обломочного материала указывают на незначительный перенос.
Накопление аркозов происходит обычно вблизи от места разрушения.
31
Граувакки или граувакковые песчаники состоят из обломков пород более 25 %.
Среди них обособляются: собственно граувакки, содержащие обломочных зерен пород
более 75 %; кварцевые граувакки – обломков пород от 25 до 75 %, а кварц преобладает
над полевыми шпатами; полевошпатовые граувакки, в которых полевые шпаты
преобладают над кварцем, а количество обломков пород составляет 25-75 %. В граувакках
много кислого плагиоклаза, обычно это альбит, образовавшийся за счет полной
деанортизации первичного среднего или основного плагиоклаза. В некоторых обломках
альбит переполнен серицитовым и соссюритовым веществом. Много в граувакках
продуктов разложения темноцветных минералов. Явно различимы псевдоморфозы по
темноцветам из хлорита, карбоната и окислов Fe. Однако все эти вторичные минералы
концентрируются в цементе. Характерной особенностью граувакков является присутствие
в них в небольшом количестве обломков микрокристаллических пород – эффузивных,
кремнистых, глинистых, алевролитов.
Типичные граувакки образовались за счет разрушения зернистых пород среднего
и основного состава. Некоторые петрографы расширяют понятие граувакки, считая, что
они могут образоваться за счет разрушения вулканических и других пород. В процессе
образования граувакк значительного переноса не было, но сортированность обломочного
материала лучше, чем в аркозах. Слоистость (как следствие) также лучше проявляется,
чем в аркозах.
Полимиктовые песчаники и пески (смешанные, загрязненные). В их составе
содержание ни одного из компонентов не достигает 50 %. Собственно полимиктовые
нельзя относить ни к аркозам ни к грауваккам. Количество обломков кварца и полевых
шпатов снижается до 30 %, а иногда они отсутствуют. Чаще всего полевые шпаты
образовались из продуктов разрушения эффузивных и обломочно-вулканогенных пород.
Иногда их называют туфогенными песчаниками или вулканическими граувакками.
Степень окатанности обломочного материала и степень сортировки может быть
разной.
Разделение песков на мономиктовые и полимиктовые в некоторой степени
отражает их условия образования. Так мономиктовые пески образуются в результате
длительного переноса обломочного материала от места сноса и медленного накопления.
Длительный перенос способствует растворению, разрушению всех неустойчивых
компонентов. Полимиктовые песчаники образуются в результате быстрого накопления
обломочного материала и сравнительно близко от места разрушения первичных горных
пород.
Особую группу песчаных пород составляют глиняные, глауконитовые и
лептохлоритовые песчаники. Обломочный материал этих пород образовался из
диагенезированного осадка в процессе одной стадии осадконакопления. Обломочный
материал в этих породах имеет неправильную, изогнутую форму обломков;
расплющенность по слоистости; темные каймы от выветривания или гальмиролиза на
поверхности обломков; дробление оолитов и пизолитов и др. В.Н. Шванов (1998)
объединяет их в группу интракластитов.
Глиняные песчаники, в отличие от глинистых, содержащих глинистое вещество в
цементе, сложены более чем на 50 % угловатыми обрывками слойков, ламинитовыми
фрагментами, окатышами, дисковидными кусочками глинистых пород. На поверхности
частиц могут наблюдаться темные каймы, следы наземного или подводного
выветривания. Парагенетически глиняные пески часто ассоциируют с глинистыми
микститами и глинистой дресвой и, как правило, являются внутриформационными
образованиями, свидетельствующими о местных перерывах.
32
Глауконитовые песчаники, представляющие собой кластолиты, образованные в
результате перемыва более древних глауконитсодержащих пород, противопоставляются
хемогенным породам. Глауконит является диагенетическим образованием, поэтому
концентрация его в кластолитах подразумевает консидементационный размыв глинистых
илов, где глауконит ранее сформировался. При изучении глауконитсодержащих пород
необходимо уделять особое внимание природе (кластогенной или хемогенноседиментационной) образования глауконита в конкретной породе.
Группа псаммитов и псаммитолитов, содержащие важные минеральные
примеси. Помимо главных компонентов в песчаных породах, играющих роль
породообразователей, практический и генетический интерес представляют минералы,
содержащиеся в малых количествах. В.Н. Шванов (1987) примесные компоненты в
песчаных породах разделил на акцессорные (до 2 %) и адъюнктивные (в переводе с
латинск. добавочный), в количестве более 2 %. Примесные компоненты могут быть
устойчивыми в зоне гипергенеза (ильменит, циркон, гранат, касситерит, монацит, гематит,
магнетит, хромит и т. п. и неустойчивыми к механической абразии и против химического
выветривания, например серпентин, оливин, пироксен, нефелин, галенит, сфалерит,
церуссит, апатит и др.
Присутствие добавочных компонентов в породе отражают в названии, при
содержании минерала или минералов в количестве до 2 %, их присутствие обозначается
перечислением с предлогом "с", например, граувакка с оливином и пироксеном. При
концентрации добавочных компонентов в количестве 2-10 % они называются в сочетании
со словом "содержащий", например, оливин-пироксенсодержащая граувакка. Если же
содержание добавочных (адъюнктивных) компонентов превышает 10 %, то к названию
породы примесные компоненты добавляют в форме прилагательного – оливинпироксеновая граувакка.
Псаммитолиты с неустойчивыми компонентами являются продуктами начальной
дифференциации вещества и образуются в результате накопления минералов, которых
много в исходных породах. Продукты их размыва накапливаются вблизи коренных
источников. Песчаные породы с повышенными концентрациями устойчивых минералов
образуются при значительной дифференциации вещества, осадочный материал может
поступать из одного или нескольких источников питания. Устойчивые минералы обычно
имеют повышенную плотность, химическую и абразивную устойчивость и накапливаются
путем естественного шлихования. Эти породы, как правило, имеют промышленный
интерес, например золотоносные, ильменитовые, монацитовые, гранатовые и др. пески,
которые являются сырьем для металлургической промышленности, производства
стройматериалов и др. видов хозяйственной деятельности. Помимо месторождений золота
в россыпях (рыхлых обломочных породах), из которых добывается ежегодно около 10-15
% металла, большое экономическое значение имеют месторождения алмазов среди
обломочных пород (аллювиальные и морские россыпи ЮАР). В 30-х годах 20 века из
африканских месторождений было добыто около 5 т алмазов, почти столько же было
добыто за всю историю человечества. На севере Сибирской платформы известно
уникальное россыпное месторождение алмазов (Эбеляхское), алмазоносный аллювий в
районе сформировался при перемыве разновозрастных промежуточных коллекторов,
коренные источники алмазов не установлены. Крупнейшее месторождение золота
Витватерсранд (ЮАР), на котором добывают от 1000 до 500 т металла ежегодно, по
представлениям некоторых авторитетных геологов, представлено метаморфизованными
золотоносными обломочными породами.
Генетические типы песчаных пород. Песчаные породы образуются в
различных условиях.
33
Морские пески и песчаники характеризуются хорошей сортировкой и
окатанностью обломочного материала, плотной текстурой, наличием диагональной
слоистости прибрежно-морского типа, знаков волн, потоковой слоистостью. Псаммиты
морского генезиса образуются в мелководной области шельфа, на латерали и сублатерали,
реже в глубоководных обстановках. Они характеризуются широким площадным
распространением, большими мощностями пластов, содержат морскую фауну, глауконит,
фосфоритовые конкреции. Пляжевые пески часто содержат примеси золота, ильменита,
граната, монацита, касситерита и др.
Озерные пески и песчаники сходны с морскими, но имеют меньшие мощности
площади распространения. В озерных песках чаще отмечаются глинистые прослои и
глинистый состав цемента. Они ассоциируют с другими озерными отложениями.
Речные пески и песчаники образуют полосы, ленты, вытянутые вдоль речных
долин. Они характеризуются худшей окатанностью и сортировкой обломочных частиц,
чем предыдущие генетические разновидности. Упаковка песчаных осадков в речных
отложениях менее плотная, пористость более высокая. Слоистость диагональная речного
и потокового типа и косоволнистая на пойме, перекрестная косая в отложениях
прирусловых валов. В пластах речных песков обычны крупные стволы и ветки деревьев, а
так же мелкий растительный детрит, иногда кости позвоночных и пресноводная фауна
(пелециподы). В речных песках обычны разновидности с полезными примесными
минералами (золотом, платиной шеелитом и др.).
Флювиогляциальные песчаные породы образуются при перемыве моренных
отложений талыми водами ледника. Они образуют небольшие по площади
распространения тела неправильной формы и полосы, ассоциируют с ленточными
глинами и другими ледниковыми отложениями. Обломочный материал плохо окатан,
содержит примесь грубообломочных частиц.
Эоловые пески и песчаники характеризуются высокой сортировкой и
окатанностью частиц, с характерной матовой поверхностью. Они образуют площадные
тела большой мощности. Толщи характеризуются наличием диагональной слоистости
эолового типа и отсутствием органических остатков.
Песчаные породы формируются в платформенных обстановках (мономиктовые
и олигомиктовые разности) и геосинклинальных (полимиктовые разновидности).
Псаммитолиты являются обычными компонентами многих терригенных формаций:
угленосных, флишевых, молласовых, кварцево-песчаных.
Алевритовые породы
К алевролитам – цементированным разностям и их рыхлым аналогам – алевритам
относя породы и осадки, содержащие более 50 % частиц размером 0,05-0,005 мм.
Алевритовые кластолиты в отечественной практике делят на крупнозернистые (0,05-0,025
мм), среднезернистые (0,025-0,01 мм) и мелкозернистые (0,01-0,005 мм).
Алевриты или мелкоземы представляют собой полурыхлые, неуплотненные
ископаемые илы морского или речного происхождения. Они характеризуются
полимиктовым составом и большим количеством минералов тяжелой фракции. Так,
например, современный ил р. Нил содержит тяжелых минералов до 9,37 % всей массы
осадка. Количество пелитового материала достигает 30-50 %. Насыщенные водой
алевриты часто становятся плывунами. Накопление осадка, из которого образуются
алевритовые породы, осуществляется в сравнительно спокойном водном бассейне, но при
большом привносе обломочного материала. Алевритовые осадки отделяют обычно пески
от морских глин.
34
Алевролиты плотные цементированные породы с алевритовой или
алевропелитовой структурой. Зернистость в отличие от песчаников различима только под
микроскопом. В отличие от песчаных пород, алевритовые состоят из обломков
остроугольной формы. Алевролиты обладают более тонкой слоистостью, по сравнению с
соседствующими песчаниками. Реже в них наблюдается косая слоистость, причем наклон
слойков в алевролитах значительно меньше, чем в смежных песчаниках. Вследствие
склонности влажных алевритовых осадков к оползанию даже при малых наклонах дна
осадочного бассейна, в алевритовых породах типичны причудливые по рисунку
оползневые текстуры. От глинистых сланцев они отличаются более массивной или
грубослоистой текстурой, грубоплитчатой отдельностью. Различие алевролитов по
петрографо-минералогическому составу не практикуется из-за относительной трудности
макро- и микроскопической диагностики алевритовых зерен. Важнейшей особенностью
алевритовых пород является повышение мономинеральности обломочного материала по
сравнению со смежными песчаными пластами. В геологической литературе существуют
описания полимиктовых, кварцевых и аркозово-кварцевых алевролитов. Полимиктовые
алевролиты имеют темную окраску, сложены зернами эффузивов, кремнистых и
метаморфических пород, кварца, полевых шпатов, слюды и хлорита. Обычно
присутствует углистое вещество, придающее алевролитам серый цвет разной
интенсивности. Цемент, чаще всего, глинистый, карбонатный, железистый, кремнистый,
часто в цементе встречаются хлориты, цеолиты, фосфаты, сульфаты. Наиболее
распространены в осадочных толщах алевролиты существенно кварцевого или кварцполевошпатового составов. Отмечаются также слюдистые алевролиты, или микалиты.
Алевритовые
и
алевритоглинистые
сланцы
представляют
собой
микрослоистые уплотненные тонкообломочные породы, обычно сланцеватые. Структура
пелитоалевритовая или же алевропелитовая. Состав полимиктовый, кварцевый или кварцполевошпатовый со значительной примесью глинистого материала. Обломочная
структура видна только под микроскопом, в поле трудно устанавливается. Обычно
переслаиваются с песчаниками и постепенно переходят в глинистые сланцы.
Лëсс является типичным представителем алевритовых пород. Это желтоватобелая, очень легкая, пористая порода. Несмотря на рыхлость и отсутствие цемента она
характеризуется большим сцеплением частиц, поэтому не сыпучая как песок и в то же
время не пластичная как глина. При растирании лëсс легко превращается в порошок, но
вырезанные из него остроугольные куски хорошо сохраняют приданную форму.
Благодаря отсутствию сыпучести лëсс обнажается в виде вертикальных обрывов, высотой
в десятки и сотни метров. Такие обрывы известны в лессовых толщах Китая.
Лëсс состоит из преобладающего количества (всегда превышающим 50 %)
угловатых частиц размером от 0,05 до 0,005 мм, представленных обломками кварца и
полевого шпата. Остальные компоненты представлены пелитовыми частицами,
карбонатами, гипсом и каким-то количеством песчаных обломков. Количество частиц
пелитовой размерности колеблется от 5 до 25 %. Довольно много в нем разнообразных
минералов тяжелой фракции (до 20 минералов).
Отчетливая слоистость у лëсса отсутствует. Из текстурных особенностей следует
отметить высокую пористость, достигающую иногда 50-60 %, многочисленные
вертикальные трубочки из кальцита со следами стеблей и корней травянистых растений.
Для лесса так же характерны своеобразные причудливые по форме известковые
конкреции – журавчики, или лессовые куколки. Происхождение типичного лесса эоловое,
т.е. перенос минеральной пыли осуществляется ветром и отложение ее в континентальных
условиях – в областях затишья на травянистых степях. Многие очень похожие на лëсс
современные осадки образовались, вероятно, и другим путем.
35
3.3.3. Глинистые породы - пелиты
Глинистые породы характеризуются наибольшим распространением. Они
совместно с алеврито-глинистыми сланцами занимают около 80 % всей массы осадочных
пород, для сравнения, песчаники -15 %, а известняки - 5 %.
Глинистые породы занимают промежуточное положение между обломочными и
химическими образованиями. Они были обособлены К. Науманном в самостоятельную
группу тонкодисперсных терригенных пород под названием пелиты (от греческого pelos ил, шлам). По степени литификации различают глины (нелитифицированные),
аргиллиты и глинистые сланцы. По М.С. Швецову (1934) глиной надо считать
землистую горную породу, дающую с водой пластичную массу, твердеющую при
высыхании, при обжиге приобретающую твердость камня. Глинистыми осадками и
породами являются образования, состоящие на 50 % и более из частиц мельче 0,005 мм.
Глинистые минералы – это тонкокристаллические образования (менее 0,005 мм),
относящиеся к слоистым силикатам. Выделяют четыре основных группы глинистых
минералов слоистого типа, различающихся по составу, структуре и свойствам: каолинита,
гидрослюды, монтмориллонита и хлорита.
В составе глинистых пород участвуют реликтовые (обломочные) и
сингенетические минералы (глинистые, карбонаты, окислы и гидроокислы, сульфиды,
фосфаты, сульфаты), а также органические остатки. Реликтовые минералы представлены
механическими обломочными частицами кварца, полевого шпата, мусковита, биотита и
других породообразующих минералов. Главными компонентами глинистых пород
являются обломочный материал пелитовой размерности (менее 0,005 мм), называемый
горной мукой и глинистые минералы. Суммарное количество примесей может достигать
50 %, наиболее частыми из них являются алеврит, песок, кальцит (хемогенный и
органогенный).
Физические свойства глин
1. Пластичность, т.е. способность во влажном состоянии сохранять приданную
форму. Пластичные глины в изломе имеют жирный шелковистый блеск. Непластичные
глины имеют ровный раковистый матовый излом. Глины со значительной примесью
алевритового материала имеют землистый излом. От пластичности зависит и способность
удерживать непластичные тела – песчинки, гальки и т.п.
2. Огнеупорность, т.е. способность сохранять форму и не разрушаться при
высокой температуре. Огнеупорные глины сплавляются при температуре более 15801770оС. Это преимущественно каолинитовые и отчасти монотермитовые глины. При
спекании получается твердый материал, не размокающий в воде. Чем больше интервал от
начала спекания до плавления, тем ценнее глина, как огнеупорный материал.
3. Поглотительная способность. Многие глины, особенно монтмориллонитовые,
жадно поглощают не только воду, но и жиры, красители и т.д. Существуют отбеливающие
и обезжиривающие глины.
4. Водонепроницаемость. Хорошо известно, что почти все глины, насытясь
водой, полностью или почти полностью не пропускают ее.
5. Усушка и усадка. Изменение объема при высыхании и спекании. Это
отрицательное свойство глин для их практического применения. У пластических глин
усушка и усадка больше, чем у менее пластичных.
Микроскопическое исследование глин производится главным образом в
иммерсионных препаратах после отмучивания и разделения на фракции по размерам
частиц. Определенная ориентированность глинистых минералов в указанных препаратах
иногда помогает определению оптических свойств. Большое значение при определении
минералогического состава глинистых пород имеет термический анализ. Разная
36
поглотительная способность глин различного минералогического состава используется
при изучении глин методом окрашивания. Этот метод позволяет расчленить однородные
на вид глинистые толщи на слои разного минералогического состава.
В петрографических шлифах минералы, составляющие глину, большей частью
неразличимы. Однако изучение шлифов имеет значение при изучении структур и текстур
глин. В шлифе можно определить следующие типы строения глин: 1) однородное,
аморфное; 2) тонкочешуйчатое, с беспорядочным расположением табличек или чешуек
каолинита или гидрослюд; 3) скрыточешуйчатое, с ориентированным расположением
чешуек; 4) неоднородное спутано-чешуйчатое, хлопьевидное строение; 5) ооидное с более
или менее обособленными псевдоолитами; 6) алевропелитовая или др. структура. Глины
часто обладают массивной, слоистой и пятнистой текстурами. В корах выветривания
форма тел разнообразная. Переотложенные глины залегают пластообразно или в виде
линз. Глины, образовавшиеся в окислительной обстановке, содержащие гидроокислы
железа имеют малиновую, оранжевую или фиолетовую окраску. В восстановительной
среде образуются породы черного, серо-зеленого или голубого цветов.
Классификация глин основана на минералогическом составе. Выделяются
минеральные группы и в соотвествии с ними типы глин: каолинитовые и галуазитовые,
монтмореллонитовые
и
нонтронитовые,
палыгорскитовые
и
сепиолитовые,
гидрослюдистые, глауконитовые, хлоритовые, вермикулитовые, аллофановые (Фролов,
1995, Казанский, 1987).
Наибольшим распространением пользуются гидрослюдистые, каолинитовые,
монтмориллонитовые и смешанные (полимиктовые) глины. Гидрослюдистые глины
являются самыми распространенными. Они образуются в морских и континентальных
условиях. В них преобладают гидрослюды и обломочный пелитовый материал.
Пелитовые частицы занимают около 70 % и представлены гидрослюдой, хлоритом,
глауконитом и ССО. Из реликтовых минералов присутствуют кварц и полевые шпаты.
Второстепенные аутигенные минералы представлены карбонатами, закисными и
окисными соединениями железа, марганца и алюминия. Гидрослюдистые глины бывают
пластичными и непластичными, но они обычно не огнеупорны и почти не обладают
поглотительной способностью, температура плавления ниже 1580 оС. Адсорбционная
способность этих глин занимает промежуточное положение между каолинитовыми и
монтмориллонитовыми.
Считают, что гидрослюдистые глины образуются из продуктов выветривания в
условиях холодного климата, где химическое разложение минералов было замедленным.
Гидрослюдистые глины, залегающие на месте своего образования (глины коры
выветривания) называют первичными. Большинство гидрослюдистых глинистых пород,
образующихся в результате переотложения ранее возникших минералов и
тонкодисперсных обломочных частиц, являются вторичными. Они образуются в
континентальных водоемах – озерах, реках, внутренних морях, в пустынях. К
гидрослюдистым глинам относятся ледниковые ленточные глины. Широко
распространены гидрослюдистые глины морского и лагунного происхождения.
Каолинитовые глины не имеют широкого распространения. Состоят главным
образом, из минералов группы каолинита. Первичные глины содержат большое
количество примесей кварца, слюды, полевых шпатов, реликтовых акцессорных
минералов. Вторичные (переотложенные) каолинитовые глины в процессе переноса
отсортированы, более однородны и обогащены тонкодисперсной фракцией. Среди них
выделяются светлые, почти мономинеральные каолины. Они могут быть первичными и
переотложенными. Каолинитовые глины возникают в условиях влажного теплого климата
37
и в кислой водной среде, в конце процесса выветривания, когда СаО, МgО, Fe2O3 уже
вынесены из разрушающихся пород.
Вторичные глины могут отлагаться в континентальных и морских условиях.
Часто встречаются в составе угленосных континентальных отложений. Окраска
обусловлена цветом пигментирующего вещества и степенью его дисперсности.
Преобладают светло-серые, серые цвета, реже отмечаются белые, черные и сероватожелтые.
Каолинитовые глины разделяют на пластичные и сухарные. Пластичные
размокают в воде, приобретают различную форму и сохраняют ее. Сухарные глины почти
не размокают в воде и в размельченном состоянии образуют с водой малопластичную
массу. Обе разновидности являются огнеупорными, температура их плавления превышает
1700 оС. по сравнению с другими глинами обладают самой низкой адсорбционной
способностью. Каолинитовые глины образуют маломощные (до 2-3 м) линзы и пласты.
Монтмориллонитовые глины пользуются ограниченным распространением.
Они состоят из монтмориллонита или близкого к нему по составу бейделлита. В качестве
примеси присутствуют хлорит, каолинит и гидрослюды. Некоторые глины этого состава
содержат заметное количество реликтового материала кварца, полевого шпата.
Образуются они из продуктов разрушения туфов и других вулканических пород среднего
состава. Считают, что разрушение исходных пород происходило под водой в условиях
щелочной среды. В некоторых монтмориллонитовых глинах сохраняются структуры
туфов.
Монтмориллонитовые глины обычно жирные на ощупь, непластичные и
довольно темноокрашенные (серые, зеленовато-серые, бурые). Главной отличительной
способностью этих глин является высокая поглотительная способность. Различают два
типа монтмориллонитовых глин:
Флоридины – не разбухающие в воде, иногда даже рассыпающиеся в порошок, и
жадно поглощающие красители. Они относятся к отбеливающим глинам.
Бентониты – не поглощают красителей. Они жадно поглощают воду и
разбухают в 7-8 раз, приобретая студенистый вид. При высыхании распадаются на
остроугольные кусочки. Бентониты – лучшие глины для приготовления глинистых
буровых растворов.
Полиминеральные глины распространены весьма широко. Они представляют
собой продукт переотложения глинистых пород. В их составе преобладают гидрослюды, в
меньших количествах присутствуют каолинит, хлорит и монтмориллонит.
В группу глинистых пород относятся аргиллиты и глинистые сланцы.
Аргиллитами называются твердые, массивные, неслоистые и несланцеватые
горные породы, скрытокристаллического сложения. Окраска их обычно темная. Излом
ровный, матовый, раковистый.
Глинистые сланцы- микрослоистые, с плитчатой отдельностью. По внешнему
облику разнообразны. Окраска бывает либо темной (черной, серой, красно-бурой,
зеленоватой), либо светлой (желтовато-серой, буровато-желтой и даже белой).
Под микроскопом в глинистых сланцах видны следы слабого метаморфизма.
Глинистые минералы превращены в гидрослюды, но примеси (углистое вещество,
гидроокись железа) не подвергаются перекристаллизации, отмечается ориентированное
расположение чешуек слюды и хлорита.
Образование глинистых пород
38
Геологические условия образования различных глинистых пород очень
разнообразны, выделяют следующие генетические типы глин:
1. Остаточные или элювиальные глины. Они являются продуктами химического
выветривания, не подвергавшимся переносу и переотложению. К ним относятся каолины,
образовавшиеся при выветривании гранитов или сиенитов в условиях выноса SiO2,
некоторые бентониты, находящиеся на месте разрушения туфов, и красная глина (терра
росса), образующихся в карстовых воронках.
2. Переотложенные глины – следует разделить на две группы: а) продукты
химического выпадения глинистых частиц на месте накопления осадка. Отложение
глинистых минералов происходит различными способами, но большей частью из
коллоидного раствора (золя) глинистого состава в результате действия электролитов.
Мельчайшие частички каолинита, находящиеся в речных водах и несущие определенный
заряд, попадая в морскую среду, где растворенные в ней соли (ионы) их нейтрализуют.
Происходит коагуляция золя каолинита и выпадение осадка (геля). Кроме того возможна
взаимная коагуляция при смешении определенной пропорции коллоидных растворов
гидрата окиси глинозема и кремнезема, которая происходит в кислой среде (рН=4-5).
[Al2O3 nH2O]+ + [2SiO2 n H2O]- = Al2(OH)4 Si2O5 n H2O
золь
золь
гель каолинита
б) вторая группа переотложенных глин составляет породы, состоящие из частиц,
принесенных во взвешенном состоянии. Такие частицы крупнее коллоидных. Они
переносятся и отлагаются вместе с обломочным материалом. Так, по-видимому,
образуется главная масса глин.
Каким бы способом не происходило переотложение, большинство глин
образуется в результате накопления осадка в морских, озерных и речных водоемах.
Соответственно глины могут быть морскими, озерными, речными, ледниковыми, они все
имеют свои особенности, но петрографически очень трудно отличимы.
Диагенез. После отложения ила сразу же идет химическое и минералогическое
преобразование.
1) Происходит изменение окраски даже после отложения через 2-3 дня.
2) Замещение ионов в кристаллической решетке.
3) Полное превращение минералов монтмориллонит → иллит.
4) Выделение из глинистых минералов межслоевой воды, что приводит к
созданию повышенного порового давления в осадке. Такие воды мобилизуют нефти,
битумы.
5) Пирит преобразуется при окислении в серную кислоту, которая преобразует
каолинит в червеобразные агрегаты и крупные кристаллы.
6) Глинистые минералы
мигрируют на стадии уплотнения в виде коллоидов.
Минералы смектитовой группы наиболее подвижны. Кандиты подвижны в кислых водах.
7) В глубоких зонах и в приповерхностных идут разные процессы – окисления и
восстановления.
Глинистые породы, обогащенные органическим веществом и прошедшие
главную зону нефтеобразования являются нефтематеринскими породами.
Практическое значение глинистых пород. Гидрослюдистые глины
применяются для изготовления кирпича, черепицы, цемента, канализационных труб,
кислотоупорных изделий. Каолинитовые глины являются основой при производстве
фарфоровых и фаянсовых изделий, огнеупорного кирпича, применяются при
изготовлении бумаги высокого качества, в резиновой и мыловаренной отраслях
промышленности, как наполнитель и в парфюмерии – при изготовлении пудры, кремов,
помады. Монтмориллонитовые глины применяются для приготовления буровых
39
растворов в нефтяном бурении, а также для очистки нефтепродуктов, растительных масел
и других веществ.
3.3.4. Хемогенные и биохемогенные породы
Хемогенные и биогенные породы играют большую роль в строении осадочной
оболочки Земли. Они являются продуктами химических реакций и жизнедеятельности
животных и растительных организмов в зоне осадкообразования. Эти компоненты,
глинистый и обломочный материал часто встречаются совместно, причем не всегда
можно однозначно решить вопрос об их происхождении.
Основным принципом классификации этих пород является химический состав.
Последовательность
рассмотрения
соответствует
миграционной
подвижности
преобладающих в породе химических компонентов: аллитовые (глиноземистые),
железистые, марганцевые, кремнистые, фосфатные, карбонатные и соляные породы. К
группе собственно органогенных пород относятся каустобиолиты (горючие породы).
Наиболее распространены карбонатные породы, остальные встречаются редко, но имеют
важное промышленное значение.
Железо, марганец и алюминий обладают близкой подвижностью в зоне
экзогенеза. Минералы и горные породы этих элементов образуются в сходных
обстановках седиментации, имеют многие общие черты в структуре и текстуре.
Глиноземистые породы
Глиноземистые осадочные породы (аллиты, или бокситы) – это породы, в
которых содержится более 50 % минералов алюминия: каолинит, аллофан, гиббсит,
бëмит, диаспор, корунд, высокоглиноземистый шамозит, давсонит и другие (табл. 9.1).
Среди минералов бокситов следует отметить алюмогель (спорогелит) – максимально
гидратированное бесструктурное образование неопределенного состава (Al2O3·nH2O или
HAlO2·nH2O). В качестве сопровождающих минералов могут быть гематит,
алюмогематит, гётит, алюмогëтит, корунд, шпинель, титанистые минералы, сульфидные,
карбонатные, кремнистые и фосфатные минералы, а также органическое вещество.
Аллиты образуются из особых химических осадков, выпадение которых
происходит локально из коллоидного раствора и может начаться еще в стадии
выветривания или переноса. В этом отношении они близки к глинистым породам.
В справочнике по литологии под редакцией Н.Б. Вассоевича (1983) под аллитом
рекомендуют понимать осадочную (или элювиальную) неметаморфизованную породу,
содержащую минералы свободного глинозема. При таком понимании термина “аллит”
боксит является разновидностью этой породы.
Генетические типы. По происхождению среди глиноземистых пород выделяют:
остаточные, переотложенные, метаморфизованные, давсонитовые.
Источник и мобилизация вещества. Источником глиноземистого вещества
являются породы, обогащенные алюминием - базальты, долериты, анортозиты,
нефелиновые сиениты, содержание оксида алюминия в которых колеблется в пределах 2028 %. Не исключаются в качестве источника алюминия глиноземсодержащие породы
осадочного, метаморфического и вулканогенно-гидротермального происхождения.
Кларк алюминия в земной коре – 8,8, или 16,4 % Al2O3. Кларки концентраций
алюминия в различных рудах не превышают 2,5-4.
Транспортировка и накопление вещества. Транспортировка глинозема,
освобожденного из алюмосиликатов, возможна лишь в резко кислых или резко щелочных
условиях, которые встречаются в природе редко. В связи с этим глинозем обычно
накапливается в месте своего первичного местонахождения, в то время как другие
40
компоненты выносятся водными растворами. Так образуются элювиальные
глиноземистые породы – латериты.
Обогащенные глиноземом породы могут оказаться размытыми и
переотложенными временными потоками на склонах, в речных долинах, в озерах и
прибрежно-морских обстановках. Так образуются водно-осадочные переотложенные
бокситы.
В условиях развития серных и гуминовых кислот гидроокись алюминия может
образовывать устойчивые в растворе алюмоорганические коллоиды и сульфаты. В таком
виде аллюминий может транспортироваться на далекие расстояния, к озерам и морям.
Только смена физико-химических параметров растворов, в частности рН, может привести
к разрушению сульфатных растворов, коагуляции коллоидов и отложению гидроокиси
алюминия в виде геля и началу формирования водно-осадочных хемогенных бокситов.
Накоплению глиноземистого материала способствуют следующие факторы:
- наличие исходных пород, обогащенных аллюминием;
- приуроченность территории к зонам действия пассатов и муссонов, где
чередование засушливых обстановок, благоприятных для диспергирования пород, с
влажными, обеспечивающими глубокое проникновение растворов, обусловливает
мощные процессы и латеритизации, и соответствующего накопления глинозема;
- наличие гумусовых кислот, способных выносить даже малоподвижные
компоненты, такие как железо и даже алюминий;
- наличие водных бассейнов с условиями, благоприятными для разрушения
глиноземистых коллоидов.
Характеристика пород. В этой группе выделяют два главных типа пород –
бокситы и латериты.
Практическое значение. Бокситы являются основной рудой на алюминий. В
разведочной практике согласно ГОСТУ к бокситу относят гиббситовые руды с
содержанием оксида аллюминия не менее 28 %. Отнесение породы к алюминевой руде
определяется не только содержанием в ней глинозема, но и другими параметрами, и в
частности кремниевым модулем (Al2O3/SiO2), количеством щелочей (полезная примесь),
серы, кальция (вредная примесь). Низкосортные бокситы имеют кремниевый модуль
около 2 (используется в мартеновском процессе), высокосортные – до 30 (бокситы
Гайаны, содержащие 55-58 % глинозема и 1-2 % кремнезема).
Кроме бокситов потенциальными источниками глиноземного сырья могут быть
аллиты, нефелиновые породы, алуниты, анортозиты, кианитовые сланцы, каолины,
давсонитовые породы.
Кроме того, бокситы используют для производства искусственных абразивов,
огнеупоров, в качестве адсорбента при очистке нефтепродуктов. Латериты применяют в
строительстве. В России имеется дефицит бокситов и латеритов. Наиболее значимые
месторождения известны на восточном склоне Северного Урала (месторождение Красная
Шапочка) и на северо-западной окраине Подмосковного бассейна (месторождение
Тихвинское).
Железистые породы
К железистым относятся породы, содержащие 50 % железистых минералов. По
минеральному составу среди
них выделяют: окисные, карбонатные, силикатные,
сульфидные и фосфатные (табл. 3.1).
41
Таблица 3.1. Состав главных типов железистых пород
Железистые
породы
Окисные
Минеральный
состав
магнетит
гематит
гидрогематит
гëтит
лимонит
Химический состав
минералов
Fe Fe2O4
Fe2O3
Fe2O3 · nH2O
FeO · OH
FeO · OH · nH2O
Содержание
Железа, в %
72,2
70,0
63-69
62,9
48,6
Карбонатные
сидерит
анкерит
лептохлориты:
тюрингит
FeCO3
Ca (Mg, Fe) (CO3)2
48,3
-
Fe3,5(Al,Fe)1,5[Si2,5Al1,5O10] ·
· (OH)6 · nH2O
Fe4Al[Si3AlO10] [OH]6 · nH2O
FeS2
FeS2
FeS · nH2O
Fe3(PO2)2 · 8H2O
до 52,3
Силикатные
Сульфидные
Фосфатные
шамозит
пирит
марказит
гидротроилит
вивианит
до 36,9
46,6
46,6
-
В качестве ассоциирующих минералов встречаются: кальцит, глауконит,
хлориты, глинистые минералы. Примесными компонентами являются аллотигенные
обломки кварца, полевых шпатов и других устойчивых минералов.
По условиям формирования железистые породы делятся на континентальные, морские и
океанические.
Континентальные
породы
представлены
лимонит-гëтитгидропегматитовыми, обычно натечными с “решетками” исходных пород окисными
элювиальными отложениями, а также оолитовыми и желваковыми лимонит-гётитгидрогетитовыми озерно-болотными закисными породами. Морские отложения
представляют собой гематитовые оолитовые породы, а также сидеритовые, шамозитовые,
сульфидные, с глинистым, кремнистым и органическим материалом образования. Гетитгематитовые железо-марганцевые конкреции представляют собой океанические
образования.
Источник и мобилизация вещества. Первичным источником железа для
формирования осадочных пород являются разрушаемые магматические породы
ультраосновного и основного состава. Содержания в них окисного и закисного железа в
среднем составляет 12 %. В последующих геологических процессах источником железа
могут быть и метаморфические, и осадочные породы, обогащенные им.
Источником железа могут служить и эндогенные магматические очаги,
поставляющие железо по разломам в виде пирокластического материала, лав,
гидротермально-метасоматических
растворов
и
газовых
эманаций
(«черные
курильщики»). Изучая современные океанические осадки, Н.М. Страхов показал, что роль
вулканических процессов в привносе в океан рудных элементов, в частности железа,
невелика и оценивается лишь в 1-2 %. Мобилизация железа из изверженных пород и из
пирокластического материала происходит под воздействием воды, кислорода и кислот.
Транспортировка и накопление вещества. Транспортировка малоподвижного
элемента – железа осуществляется в виде механической взвеси железистых пород и
минералов; в виде коллоидов гидроокиси железа; в виде сульфатов и бикарбонатов
42
закисного железа, в виде сложных биохимических соединений в живых и растительных
организмах. Не исключается перенос обломочного материала разрушенных ранее
железистых пород.
Взвесь железистых нереакционноспособных компонентов осаждается в
зависимости
от
гидродинамической
активности
транспортирующей
среды.
Распространение осаждаемой взвеси тяготеет к континентальным переходам и
мелководно-морским обстановкам.
Осаждение коллоидных форм железа осуществляется в присутствии
электролитов, роль которых часто выполняют морские и океанические воды, в которые
стекают континентальные пресноводные потоки. Коллоиды коагулируют, а в присутствии
органических веществ коагулируют и в виде постепенно укрупняющихся частиц
осаждаются.
В пресноводных озерах и болотах, в которых обычно слишком много
стабилизирующих коллоидов, а концентрации электролитов низки, эффективное
осаждение коллоидов осуществляется, в основном, в результате жизнедеятельности
бактерий и растительности. Окисное железо гидрозолей в этом случае восстанавливается
до двухвалентного и в осадок выпадает сидерит.
Характеристика пород. Главнейшими представителями железистых пород
являются джеспилиты, бурые железняки, сидериты и шамозит.
Практическое значение. Осадочные железистые породы имеют большое
практическое значение, являясь рудным сырьем для черной металлургии. Наиболее
высококачественными являются руды, состоящие из окислов и гидроокислов железа и
сидерита. Вредные примеси в железных рудах – сера, фосфор, мышьяк; полезные –
марганец, никель, хром. Крупнейшими месторождениями железистых пород (руд) в
России являются – Курская магнитная аномалия (джеспилиты), месторождение
Бакальское (сидеритовые) на Урале, Бакчарско-Колпашевская железорудная провинция
(оолитовые гетит- и гидрогетит-лептохлоритовые) в Томской области.
Марганцевые породы
К марганцевым породам относятся образования, содержащие свыше 50 %
минералов марганца: окисных – псиломелана, пиролюзита, манганита, браунита;
силикатных – родонита, спессартина и карбонатных – родохрозита и манганокальцита.
Породы, содержащие < 50 % минералов марганца относят к марганцовистым породам
В качестве второстепенных минералов в них присутствуют: глауконит, опал,
халцедон, окислы и гидроокислы железа, глинистые минералы, кальцит, анкерит, сидерит.
Отмечается примесь обломочного материала.
Генетические типы. По генезису среди марганцевых пород выделяются:
континентальные, морские и океанические; по минеральному составу: окисные, закисные
и карбонатные (табл. 3.2).
43
Таблица 3.2. Класификация марганцевых пород
Минеральный Состав
Генезис
Континентальные:
- элювиальные
(коры выветривания)
- озерно-болотные
Морские:
- прибрежно-морские
в зоне волнений и течений
с Еh до 600 мВ
-прибрежно-морские
спокойной зоны с Еh до
300 мВ
- удаление более
глубоководной,
спокойной зоны с
Еh < 300 мВ
Океанические глубоководные
Окисные
(окислы
гидроокислы марганца)
и Карбонатные
Окисные породы-псиломеланманганит-пиролюзитовые
с
реликтовыми компонентами
исходных пород
Окисные породы с железомарганцевыми стяжениями и
оолитами лимонит-псиломеланового состава в глинистом
осадке
окисные породы-псиломеланпиролюзитовые с обломочным
и глинистым материалом
закисные
породы-манганитбраунитовые с кремнистыми
минералами
закисные породы
марганцевистые
известняки,
родохрозитовые
и
конкреционные железомарганцевые с вериадитом и манганокальцитовые породы
гидроокислами Fe и Mn
Источник и мобилизация вещества. Первичным источником марганца являются
кристаллические породы основного и ультраосновного состава, содержание марганца в
которых может достигать 0,5 %. Они могут быть экзогенными, выпавшими на
эродируемую поверхность Земли и вулканическими.
Мобилизация элемента из минералов кристаллических пород осуществляется в
процессах их выветривания. В последующем источником элемента в осадках озер, болот,
рек, морей и океанов могут быть коры выветривания и обогащенные марганцем
новообразованные разнообразные породы.
Источником марганца могут быть также пирокластический материал и газовожидкие струи, поднимающиеся из вулканических аппаратов в зонах глубинных разломов,
часто в подводных условиях.
Мобилизация марганца из силикатных и алюмосиликатных минералов
магматических пород осуществляется при их разложении химическими и
биохимическими агентами выветривания. Возможность глубоких процессов разложения
достигается в условиях:
- расчлененного холмистого и низкогорного рельефа, а также влажного теплого
климата, обеспечивающих интенсивную миграцию пресных агрессивных вод;
44
- обилия растительности, обеспечивающей пищей микрофлору и микрофауну,
играющих важную роль в формировании органических кислот;
- доступ органических кислот к разлагаемым первичным минералам, к
мобилизации марганца в коллоидные формы, органоминеральные комплексы и
растворимые ионные соединения.
Важно подчеркнуть, что в разлагаемых минералах марганец присутствует
преимущественно в двухвалентной форме. В условиях выветривания, в среде,
обогащенной кислородом, марганец переходит в четырехвалентную форму. Железо, так
же мобилизуемое в процессах выветривания из тех же пород, переходит в трехвалентное
состояние. Возникающая разница в валентностях геохимически близких элементов
обусловливает и их разделение в последующей их миграции.
Транспортировка и накопление вещества. Транспортировка марганца
осуществляется лишь частично во взвесях и организмами. Роль переноса марганца в виде
истинных растворов и газово-эманационных струй также относительно невелика. Большая
часть марганца переносится в виде коллоидных растворов, стабилизированных в том или
ином виде органическими веществами. Так для современных океанов роль эксгаляций Fe
+ Mn оценивается лишь в 1,5-1,7 %.
Коллоидные растворы представляют собой золи сложного состава, в которых в
виде дисперсных фаз присутствуют разнообразные марганцевые и другие химические
соединения. Так как коллоидные частицы разных веществ имеют различный
электрический заряд не только по знаку (положительный или отрицательный), но и по
своей величине, то естественно, что нейтрализация их, влекущая за собой свертывание
коллоидов, осаждение коагулятов и прекращение транспортировки, может наступать на
разных ее ступенях.
Следует подчеркнуть, что мигрирующее обычно вместе с марганцем железо,
отстает в своем продвижении в окислительных условиях среды и обычно прекращает
транспортировку раньше, чем марганец. Это особенно отчетливо проявляется при
миграции элементов в морских обстановках.
В восстановительных условиях среды пути их миграции приобретают более
согласованный характер. Это наблюдается в озерно-болотных и океанических
обстановках.
Накопление компонентов будущих марганцевых пород в подавляющем
большинстве случаев приурочено к самым низам трансгрессивно залегающих осадочных
толщ. Этот факт указывает на то, что оптимальные условия для концентрирования
коллоидных растворов и других форм выноса марганца существовали в моменты
затухания орогенических движений и начинались при эффективном химическом и
биохимическом разрушении на суше.
Переносимые марганецсодержащие компоненты осаждались на путях миграции
повсеместно. Однако накопление их происходило в условиях:
- смены активного гидродинамического режима на пассивный;
- при встрече пресных вод континента с морскими, выполняющими роль
электролитов;
- при встрече обогащенных кислородом континентальных вод с высоким Еh с
иловыми водами, имеющими восстановительный характер и низкие значения Еh за счет
разложения органического вещества и влияния микроорганизмов.
Характеристика пород
Значительных скоплений марганцевых минералов встречаются редко. Основные
типы марганцевых пород псиломелан-пиролюзитовые, кремнисто-пиролюзитовые и
карбонатные.
45
Практическое значение. Марганцевые руды используются в металлургии для
производства специальных сортов стали. Вредной примесью в марганцевой руде является
фосфор.
Методы изучения. Марганцевые минералы непрозрачны и часто образуют
землистые массы. Для их изучения лучшими методами являются рентгеноструктурный и
химический анализы.
Кремнистые породы
Эти осадочные породы состоят целиком или более чем наполовину из
сингенетичного кремнезема в виде опала, кристобалита, тридимита, халцедона и кварца,
имеющих хемогенное и органогенное происхождение. Второстепенные минералы
представлены карбонатами, глауконитом, хлоритом, глинистыми минералами, оксидами и
гидрооксидами железа и марганца, терригенным алеврито-песчаным и органическим
веществом.
Источником кремнезема для образования кремнистых пород являются продукты
химического выветривания на суше, пепловый и гидротермальный вулканический
материал, а также кремнезем, растворенный в водах морей и океанов, утративший связь с
первичными источниками.
В современных условиях образование свободного кремнезема и растворимых
солей калия, натрия, кальция, железа, магния, а также нерастворимых – каолинита (при
умеренном климате), гидраргиллита и бемита (в условиях жаркого и влажного климата)
происходит при химическом разложении алюмосиликатов под воздействием воды и
углекислоты. Водными потоками кремнезем выносится с суши в озера, моря и океаны.
В древние геологические эпохи, возможно, большая роль в образовании и
накоплении свободного кремнезема принадлежала процессам химического разложения
пеплового материала в водной среде при активной вулканической деятельности.
Переход кремнезема из растворов в осадок возможен биогенным, хемогенным и
хемо-биогенным способами. Наиболее мощным извлекателями кремнезема из растворов
являются диатомовые, радиоляриевые водоросли и губки. Химическое отложение
кремнезема из морской или озерной воды, обладающей низкой концентрацией
кремнезема (0,1-10 мг/л) может происходить путем совместного осаждения с
гидроокислами некоторых металлов. В результате из образовавшихся гидроокислов
силикатов при диагенезе высвобождается и кристаллизуется SiO2 .
Кремнистые породы - малораспространенные, но в ряде районов имеют
значительное распространение. По составу среди кремнистых пород выделяются 1)
опаловые и 2) халцедон-кварцевые. Первая группа пород обычно мезозойского и
кайнозойского возраста, вторая обычно палеозойского.
Опаловые породы
Опаловые породы по происхождению можно разделить на две группы: 1)
органогенные кремнистые породы, состоящие целиком или почти целиком из кремнистых
органических остатков и 2) химические кремнистые породы, образовавшиеся в результате
выпадения осадка из коллоидного раствора кремнезема. Коагуляция золей кремнезема
происходит преимущественно в морской среде в результате нейтрализации отрицательно
заряженных мицелл SiO2 катионами Na и K.
Органогенные кремнистые породы составляют лишь часть всех опаловых пород
и представлены тремя главными типами: диатомитами, спонгулитами и радиоляритами.
Диатомиты (диатомовая земля или инфузорная земля) – состоят почти целиком
из панцирей диатомовых водорослей. Существенной примесью являются опаловые
46
тельца, т.е. бесформенные или округлые скопления опала, размером 0,02-0,05 мм и
кластический материал. Например, диатомиты Закавказья состоят из 72 % диатомей и 28
% обломков кварца и зерен глауконита. По внешнему виду диатомиты похожи на мел. Это
рыхлые, полурыхлые, белые или слегка желтоватые очень легкие породы, с объемным
весом 0,42-0,96. Под микроскопом видно, что преобладающие диатомеи имеют очень
разнообразный вид. Это капсулы или плоские чашечки из тонкой опаловой решетки.
Размеры их около 0,01 мм. Форма может быть различной – круглой, треугольной и
веретенообразной.
Спонгулиты кремнистые породы, существенно состоящие из спикул губок. Они
могут содержать до 30 % обломочного материала. Наряду с отдельными спикулами,
встречаются даже целые скелеты губок и обрывки их. Спикулы имеют вид палочки,
прямой или изогнутой, простой или разветвляющейся, но всегда с характерным осевым
каналом. Кольцевидные поперечные сечения этих опаловых палочек или трубочек имеют
диаметр около 0,05-0,1 мм. В длину они достигают 0,5-0,7 мм. Спонгулиты могут быть
рыхлыми, войлокообразными или плотными, в которых спикулы и обломочный материал
сцементированы опалом. Опал в спикулах и в цементе может частично переходить в
халцедон. Макроскопически спонгулиты обычно темные, сливные или микропористые
породы.
Радиоляриты состоят почти целиком из скелетов радиолярий. Эти скелеты
отличаются правильной, шарообразной формой и представляют собой тоже опаловую
решетку. Размеры их менее 0,1 мм. Скелеты радиолярий легко разрушаются и поэтому
настоящих радиоляритов известно очень немного. По внешнему виду эти породы
неотличимы от дитомитов. Большей частью это рыхлые породы серого или желтоватосерого цвета. Они известны в меловых отложениях Калифорнии и Поволжья.
Опаловые породы химического происхождения более распространены. Среди
них следует отличать трепел, опоку и гейзерит.
Трепел по внешнему виду нельзя отличить от диатомита. Это тоже белая рыхлая
порода. Под микроскопом видно, что она целиком состоит из обособленных, округлых
опаловых телец, размером 0,01 мм. Раньше эти опаловые шарики считали
видоизмененными диатомеями, но в последнее время доказано, что при выпадении осадка
из коллоидного раствора образование глобулярной структуры очень характерно.
Кремнистые органические остатки в трепелах отсутствуют или находятся в подчиненном
количестве. В виде примеси может быть глинистое вещество и немного обломочного
материала.
Опока является плотной, относительно прочной, но очень легкой кремнистой
породой. Обычно имеет массивную текстуру и ровный раковистый излом. Окраска
преимущественно серая, иногда более темная, иногда светлая до желтовато-белой.
Темные опоки наиболее крепкие породы. Под микроскопом видно, что опока состоит
тоже из опаловых телец, но уже соприкасающихся друг с другом и более или менее
сливающихся. Вполне возможно, что опока является продуктом уплотнения трепела. Эти
породы встречаются совместно и переходят друг в друга. Опал в опоках может частично
переходить в халцедон. В виде примеси в опоках может быть глинистый и песчаный
материал.
Гейзериты – кремнистые отложения гейзеров, горячих поствулканических
источников. Для них характерны натечные, колломорфные текстуры, пестрая окраска,
плотное, пористое или же рыхлое сложение. Эти породы развиты преимущественно в
областях современного вулканизма.
47
Халцедоно-кварцевые породы
Халцедоно-кварцевые породы
распространены значительно больше, чем
опаловые. Они составляют главную массу кремнистых пород. Осадки, из которых они
образовались, выпадали в результате коагуляции коллоидных растворов кремнезема.
Накопление кремнистых органических остатков не имело места, хотя отмечаются следы
радиолярий в кремнистых сланцах и яшмах.
Кремнистые сланцы - плотные, очень твердые породы скрытокристаллической
структуры, микрослоистой текстуры или же ясно выраженной сланцеватостью
(тонкоплитчатой пластовой отдельностью). Окраска их может быть самая разнообразная,
но чаще всего серая, темно-серая или зеленовато-серая.
Яшмы – массивные, неслоистые и несланцеватые породы, очень твердые с
разнообразной, часто неодинаковой даже в образце окраской. Окраска яшм зависит от
примесей и благодаря неравномерности их распределения обычно наблюдается
причудливое переплетение различных цветов в виде струек, жилок и пятен. Благодаря
своеобразной пятнистой, часто яркой окраске, большой твердости и отсутствию
трещиноватости, яшмы являются ценными поделочными (декоративными) породами.
Черные яшмы с примесью углистого вещества называются лидитами, или фтанитами. Под
микроскопом в кремнистых сланцах и яшмах наблюдается скрытокристаллическая
фельзитовая структура. Обычно в этих породах много тонких диагенетических жилок
кварца, благодаря которым некоторые яшмы имеют брекчиевидную текстуру. Часто в них
отмечаются округлые скопления кварца или халцедона, которые образовались на месте
радиолярий. Это указывает на морское происхождение этих пород.
Образование кремнистых пород в той или иной степени связано с древней
деятельностью вулканов. На это указывают факты ассоциации этих пород с туфами,
туффитами и эффузивными породами. Нередко туффиты по простиранию переходят в
кремнистые породы. Существуют, так называемые, кремнистые туффиты, занимающие
промежуточное положение между кремнистыми и пирокластическими породами.
Кремнезема, получаемого в результате химического выветривания горных пород
и принесенного в море в растворенном виде, оказывается недостаточно для образования
больших толщ кремнистых пород. Следовательно, источником кремнезема, вероятно,
является вулканический материал. Обогащение морских бассейнов растворенным
кремнеземом происходило в периоды интенсивной поствулканической деятельности,
когда богатые растворенным кремнеземом воды горячих поствулканических источников
смешивались с морской водой. Тонкообломочный пепловый материал, попадающий в
море, также обогащал морской бассейн кремнеземом. Это, в свою очередь,
способствовало развитию организмов с кремнистым скелетом.
Практическое использование. Кремнистые породы находят разнообразное
практическое применение. Яшмы используют как декоративный камень и в
строительстве. Диатомиты, трепелы и опоки употребляют для очистки нефтепродуктов,
растительных масел, соков и вин, а также в качестве изоляционного материала.
Методы изучения. Кремнистые породы обычно изучают макроскопически и в
шлифах. При более детальных исследованиях применяют химический и
рентгеноструктурный методы анализа.
Карбонатные породы
Карбонатные породы представляют собой осадочные образования, сложенные на
50 % и более карбонатными минералами. В число карбонатных минералов входят кальцит
(и арагонит) СаСО3, доломит CaMg (CO3)2, а также значительно реже встречаемые
магнезит, анкерит, сидерит, стронцианит, родохрозит и др. Самыми распространенными
48
карбонатными породами являются известняки, состоящие из кальцита. Очень
распространенными так же являются доломиты, состоящие из минерала доломита.
Другие карбонатные породы, доломитизированные известняки, состоящие из доломита
и кальцита; мергели, состоящие из кальцита и глинистых минералов, с примесью
аморфного кремнезема, распространены ограниченно.
Физико-химические условия образования кальцита и доломита, по-видимому,
резко различны и поэтому известняки и доломиты должны быть рассмотрены раздельно.
Классификации карбонатных пород
Карбонатные породы разделяются по минеральному, химическому составу,
фациальным обстановкам формирования. (таблица 3.3)
Таблица 3.3
Классификация известково-доломитовых пород по С.Г.Вишнякову
Порода
Содержание в %
CaCO3
CaM
g(CO3)2
Известняк
95-100
0-5
Доломитистый известняк
75-95
5-25
Доломитовый известняк
50-75
2550
Известковый доломит
25-50
5075
Известковистый доломит
2-25
7595
доломит
0-5
95100
Среди классификаций карбонатных пород, позволяющих сделать высовды об
обстановках их накопления, широкое распространение имеют классификации Р.Данхема и
Р. Фолка.
По Р.Фолку тип карбонатной породы определяется пропорциями главных
составных компонентов – аллохимических (каркасных) и ортохимических (цемент или
матрикс). Цемент породы может микрокристаллическим – микрит и явнокристаллическим
– спарит. Типы пород получают названия от сочетания типа частиц и цемента.
Классификация Р.Данхема основана на типах упаковки зерен породы (табл.3.4)
Первичные компоненты не были скреплены во время Первичные
отложения
компоненты
Порода содержит частицы пелитовой и Порода
не были скреплены
время
мелкоалевритовой размерности
содержит ила и во
отложения
состоит
из
Опорой породы является
Зерна
ил
опираются друг опирающихся
друг на друга
Зерен менее 10 Зерен более 10 на друга
зерен
%
%
мадстоун
вакстоун
пакстоун
грейнстоун
баундстоун
Известняки
Несмотря на то, что известняки состоят из кальцита с небольшим количеством
примесей, существует много их разновидностей различающихся по внешнему виду,
структуре, текстуре и происхождению. Главными типами известняков являются:
49
Скрытокристаллические известняки образовались в результате уплотнения и
очень слабой перекристаллизации известкового ила, который мог образоваться различным
путем. Это может быть химический, биохимический и механический осадок. На
петрографические особенности скрытокристаллического известняка это мало влияет.
Различные типы скрытокристаллических известняков отличаются друг от друга только
степенью уплотненности, количеством и составом примесей. Все скрытокристаллические
известняки состоят из мельчайших зернышек кальцита, размер которых около 0,01 мм и
менее. Структура их обычно пелитоморфная.
Полурыхлые, землистые пелитоморфные известняки получили название мела.
Кристаллически-зернистые известняки самые распространенные и очень
разнообразные по внешнему виду, структуре и текстуре. Образуются они не только в
результате полной перекристаллизации известкового ила, но и в результате
перекристаллизации известняков других типов.
Обломочно-органогенные известняки (ракушняки) состоят целиком из
известковых органических остатков – скелетных и защитных форм простейших животных
и растений. Большей частью известняки этого типа состоят из обломков раковин и
члеников криноидей и т.п. Однако есть и такие, которые состоят из целых раковин или
скелетных форм. Структуру таких известняков можно называть биоморфной, но выделять
эти породы в особую группу все же не следует. К ним относятся рифовые коралловые
известняки, фораминиферовые известняки, небольшая часть водорослевых и мшанковых
известняков и некоторые цельнораковинные ракушняки.
Обломочные известняки сравнительно мало распространенные породы. Они
образуются из продуктов механического разрушения более древних известняков,
слагавших берега тех бассейнов, в которых физико-химические условия были
благоприятные для сохранения известкового материала. Механическое разрушение
берегов, сложенных известняками, было, по всей видимости, интенсивным, но хоть
сколько-нибудь значительного переноса обломочного известнякового материала не было.
Обломки известняка накапливались вблизи места разрушения, в зоне прибоя.
Оолитовые и псевдооолитовые известняки состоят целиком из мелких оолитов
и являются очень распространенным типом известняков. Оолиты образуются в результате
химического осаждения в зоне прибоя. Поэтому оолитовые известняки тесно связаны с
обломочными и органогенно-обломочными известняками.
Микроскопически эти известняки хорошо определяются, потому что размер
оолитин доходит до 1 мм и оолитины часто плохо сцементированы. Оолитовая структура
хорошо заметна на полированных поверхностях и шлифах.
Псевдооолитовые известняки состоят из округлых известковых телец без
концентрически зонального строения, кальцит не всегда хорошо диагностируется.
Кроме рассмотренных главных типов известняков существуют т.н.
второстепенные, имеющие ограниченное распространение.
Травертин – известняковые отложения горячих и холодных углекислых
источников, Это светлая, желтоватая или серовато-белая, пористая горная порода,
представляющая натечные скопления кальцита или арагонита. Колломорфные пористые,
ноздреватые или ячеистые, спорлуповатые текстуры наиболее характерны для травертина.
Структура бывает кристаллически-зернистой и крустификационной. В травертинах
встречаются растительные остатки или отпечатки стеблей и листьев.
Физико-химические условия карбонатного осадконакопления
Громадные массы извести получаются в результате химического выветривания
различных горных пород. При разрушении плагиоклазов и других кальциевых минералов
50
кальций переходит в раствор и выносится. Поверхностные воды переносят известь в
виде
бикарбоната
кальция – Са (НСО3)2. Некоторая часть извести переносится в
коллоидном состоянии, в виде известковой мути при условии насыщения воды ионами
Са+2 и (НСО3)-.
Растворенная известь сносится в море, где и происходит выпадение осадка.
Химическая реакция образования известняков:
Са (НСО3)2 = СаСО3 + СО2+ Н2О
Реакция обратима и может смещаться вправо при условии удаления углекислоты.
Чем меньше в воде растворенной СО2, тем больше вероятности выпадения известкового
осадка, тем благоприятнее условия для его накопления.
При повышении температуры растворимость СО2 в воде уменьшается, что
способствует выпадению СаСО3. Отсюда понятно, почему известняки являются
осадочными образованиями, свидетельствующими о теплом климате в период
осадконакопления.
Удаление СО2 может быть вызвано движением воды в зоне прибоя. Поэтому зона
прибоя особенно благоприятна для осаждения извести в виде оолитов и для сохранения
раковин или обломков известняка.
Удаление СО2 может происходить в результате жизнедеятельности некоторых
морских организмов. Зеленые водоросли поглощают углекислоту из морской воды, так же
как и зеленые наземные растения из воздуха.
Распад бикарбоната кальция в морской воде происходит не только в результате
удаления СО2. Возможно разложение бикарбоната кальция аммиаком: Са(НСО3)2 + 2
NН4ОН = СаСО3 + (NН4)2 СО3 + Н2О.
Аммиак получается при разложении почти всех организмов после их гибели, а
также в результате жизнедеятельности бактерий, которые разлагают азотистые
соединения и выделяют аммиак.
Углекислый аммоний может взаимодействовать с растворенным в воде СаСО4 и
способствовать выпадению известкового осадка:
СаSO4 + (NH4)2 CO3 = CaCO3 + (NH4)2O4
Жизнедеятельность организмов способствует накоплению нерастворимого
СаСО3. Многие организмы строят свой скелет или защитные формы из углекислого
кальция. Большая их часть живет в теплых морях, в прибрежной зоне, где пониженное
содержание СО2 препятствует растворению их раковин. У некоторых организмов
раковины (глобигерины) покрыты защитным кератиновым слоем, предохраняющим их от
растворения. Поэтому глобигериновые или накапливаются в неблагоприятной химической
обстановке.
Доломиты
Породы, состоящие из минерала доломита СаMg(СО3)2. В отличие от известняков
доломиты значительно более однородные и однообразные горные породы. В
подавляющем большинстве структура доломитов кристаллически-зернистая, но с
различной величиной зерен, вплоть до пелитоморфных. Окраска различная, преобладают
светлые, бывают темные за счет примеси углистого вещества.
Кристаллически-зернистые доломиты похожи на песчаники за счет равномерной
хорошо видимой зернистостью в изломе. Под микроскопом обычна мозаичная структура,
с размером зерен от 0,3-1 мм.
Примеси гипс, ангидрит, галит, флюорит реже кварц, халцедон и глинистые
минералы. Органических остатков в доломитах не бывает, но в редких случаях
наблюдаются скопления совершенно перекристаллизованных раковин, в которых кальцит
замещен доломитом. Обломочных и настоящих оолитовых доломитов нет.
51
Вопрос о происхождении доломитов сложный. Доломиты могут образоваться
различными способами. Одним из главных способов является диагенетическое
преобразование известкового ила в условиях повышенной солености, т.е. замкнутых,
полузамкнутых морских бассейнах.
2СаСО3 + MgSO4 + 2H2O=CaMg(CO3)2 + CaSO4 · 2H2O
реакция Бейдингера
2СаСО3 +MgCl2 = CaMg(CO3)2 + CaCl
реакция Мариньяна
Эти реакции могут проходить при нормальной температуре и давлении в
присутствии NaCl. Такое образование может идти во все стадии превращения осадка в
породу.
Помимо доломитизации известкового осадка возможно непосредственное
выпадение доломитового осадка из морской воды. Современное отложение доломитовых
осадков – явление исключительное, но в прошлом могло быть более распространенным.
Н.С. Курнаков предположил, что при смешении жестких пресных вод с сильно
солеными выпадает доломитовый осадок: Ca(HCO3)2 + MgSO4 = CaMg(CO3)2 + CaSO4 ·
2H2O. Таким образом, видимо происходит отложение доломитового осадка при впадении
р. Иордан в Мертвое море.
Н.М. Страхов считает, что для образования доломитового ила необходимо:
1) значительное содержание ионов Mg в воде;
2) большая насыщенность воды карбонатными и бикарбонатными солями;
3) щелочная среда (рН > 8,3).
Третья точка зрения в образовании доломита заключается в доломитизации
известняков под действием на них подземных вод, обогащенных Mg. Но полное
замещение кальцита доломитом редкое явление.
Применение.
Известняки широко используются в народном хозяйстве.
Ежегодно их добывают более 300 млн. тонн. В металлургии известняк используют в
качестве флюса, очищающий выплавляемый металл от вредных примесей. В смеси с
глиной известняк используется для получения цемента. Карбонатные породы широко
применяют в строительстве в качестве облицовочного камня. Используется в химической,
сахарной, кожевенной, лако-красочной, бумажной, резиновой и др. отраслях
промышленности. Молочным известняком нейтрализуют кислые подзолистые почвы.
Доломиты используют для получения огнеупоров, в качестве флюсов в черной и
цветной металлургии, в цементной, стекольной и керамической промышленности.
Фосфатные породы
Фосфатные породы содержат более 20% фосфатных минералов или 7,8 % P2O5.
Если в породах содержится > 50% фосфатных минералов, т.е. > 19,5 % Р2О5, то такие
породы называют – фосфатными, или фосфоролитами. Породы с содержанием не менее
12 % Р2О5 относят к фосфоритовым рудам.
Главные минералы фосфатных пород: коллофан – Са3(РО4)2 Н2О, колофанит –
Са(РО4) (ОН)р, даллит – 4 Са3(РО4)2 СаСО3Н2О, апатиты с общей формулой Са5(РО4)3
(ОН, F, Cl).
Сопровождающие минералы: карбонаты, окислы марганца, кремнистые
минералы, глинистые минералы, глауконит, пирит.
Примесные компоненты: обломочный материал, в том числе пирокластический;
крупный органогенный детрит, главным образом костный, раковинный и детрит чешуй;
52
мелкий детрит – раковины диатомей; продукты жизнедеятельности организмов –
копролиты, комочки, сгустки, пеллеты; продукты разложения и полимеризации живых и
растительных организмов, главным образом сапропелевый кероген типа П и
углеводороды.
Элементы примеси: марганец, стронций, свинец, уран, ванадий, цезий, иттрий, а
также другие редкоземельные элементы.
Фосфориты представляют собой различные осадочные породы, содержащие
значительное количество скрытокристаллического фосфата кальция. Матрицей
фосфоритов являются песчаные, глинистые, карбонатные, кремнистые и другие породы.
Микроскопически фосфорит узнать трудно и для его определения требуются специальные
химические исследования. Внешний вид, состав и структура различных фосфоритов очень
разнообразны. Различают два главных типа фосфоритов: 1) Желваковый, или
конкреционный и 2) пластовый, в котором фосфаты кальция равномерно распределены в
однородной горной породе различного состава.
Встречаются т.н. оболовые фосфориты, состоящие из фосфатных раковин
оболид с примесью песка и глауконита; костяные брекчии, состоящие из позвонков рыб.
Первичным источником фосфора в литосфере считают магматические породы.
Наиболее обогащенными фосфором являются щелочные габброиды-базальтоиды и
лампрофиры. Содержание Р2О5 в них колеблется в пределах 0,45-2,38 %, при среднем
содержании 0,8 %. Это на порядок выше средних концентраций Р2О5 в наиболее
распространенных магматических породах и даже несколько выше средних концентраций
в осадочных породах. Неудивительна в связи с этим наблюдаемая пространственная связь
фосфоритов с вулканогенными базальтоидными формациями.
Мобилизация фосфатного компонента из минералов первичных магматических
пород происходит при гипергенном преобразовании их в условиях слабощелочных,
нейтральных и слабокислых сред (рН ~ 7,5÷6,5). Вынос Р2О5 сопровождается
формированием
монтмориллонита.
Акцессорный
апатит
по
сравнению
с
алюмосиликатными минералами более устойчив, особенно в присутствии углекислоты.
Однако при наличии гуминовых кислот и он легко растворяется.
Транспортировка пятиокиси фосфора осуществляется в растворенном состоянии
или в виде сложных органических комплексов. Благоприятными факторами являются
пониженные значения рН и бескислородные условия траспортирующей среды.
Накопление и перенос Р2О5 осуществляется живыми организмами, т.к. без
фосфора невозможно существование ни микроорганизмов, ни организмов с твердым
скелетом, ни растительного вещества.
Транспортировка фосфатного вещества происходит также в виде механических
взвесей апатита и других устойчивых соединений фосфора (в виде минерала вивианита и
в виде детрита растительных и животных остатков).
Наименьшую роль в транспортировке фосфора играют механические взвеси.
Гораздо большую значимость имеет перенос Р2О5 в растворенном состоянии и
организмами. Однако абсолютная оценка различных форм переноса фосфора затруднена
из-за тесной их пространственно-генетической связи.
Полное насыщение вод пятиокисью фосфора в теплых водах равно 10х10-6 %. В
холодных водах оно увеличивается до 30х10-6 % и может возрастать с уменьшением рН. В
иловых водах, насыщенных органическими кислотами, возникающими при разложении
биогенных остатков, оно может достигать 300х10-6 %.
Отложение фосфатного вещества осуществляется, преимущественно,
биогенным путем. Процесс этот для современных морских условий описан Г.Н.
Батуриным, П.Л. Безруковым и А.В. Казаковым и назван «эффект Батурина». В
53
соответствии с «эффектом Батурина» для накопления в осадках фосфора обязателен
подток глубинных холодных морских вод в теплые слои, где протекает фотосинтез.
Подток обычно осуществляется в зонах прибрежного апвеллинга, благодаря общей
системе циркуляции вод в океане.
Практическое использование. Из фосфоритов производят минеральные
удобрения – фосфатную муку, суперфосфат. Некоторое количество фосфатов идет на
производство фосфорной кислоты и элементарного фосфора.
Наиболее крупные месторождения пластовых фосфоритов известны в Каратау
(Казахстан), в Скалистых горах (США) и в Северной Африке. Месторождения
конкреционных фосфоритов встречаются на Украине,, в Поволжье и в Актюбинской
области.
Методы изучения. Фосфориты похожи карбонатные, кремнистые и терригенные
породы. Присутствие фосфатного вещества в породе определяют с помощью раствора
молибденово-кислого аммония в азотной кислоте. Одна-две капли раствора окрашивают
поверхность породы в лимонно-желтый цвет. Оценку количественного содержания
фосфора в фосфоритах производят химическим анализом.
Соляные породы
К соляным породам (эвапоритам) относятся хемогенные осадочные образования,
состоящие из минералов классов: сульфатов, хлоридов, боратов и некоторых других.
Главные минералы соляных пород: ангидрит, гипс, галит, сильвин, карналлит,
полигалит, мирабилит, глауберит, бишофит, кизерит и др.
Второстепенные минералы: карбонаты (сода, магнезит, доломит), минералы бора
(улексит NaCa B5O6 8H2O, иньоит CaB3O3·13H2O и др.), окислы и гидроокислы железа,
сульфиды железа и других металлов, органическое вещество.
Примеси – терригенный материал, представленный главным образом
глинистыми, реже алевритовыми и песчаными частицами. Среди обломочных минералов
чаще всего встречается кварц, полевые шпаты, слюды. Глинистые минералы
представлены гидрослюдами и гидрохлоритами.
Классификация соляных пород по Н.В. Логвиненко (1984) основана на
генетическом и минералогическом принципах (см. табл. 3.5.).
54
Таблица 3.5. Классификация соляных пород
Минеральный
солей
генезис
а) лагунные
состав
Сульфатный
гипс
ангидрит
б) озерные
гипс
гипсоносные
породы
в) континентальные выпо- гипсоносные
–ты, выцветы, почвы и т.п. породы (гажа)
Обломочные
а) континентальные – гипсовые
пустынные
пески
Хлоридный
Смешанный
галит с калийными
хлоридными солями
галит с калийными
солями, хлоридными
и сульфатными
галит
тенардит, глауберит
с
галитом
и
мирабилитом,
содой
и
солончаки – главный минераминерал - галит
лами бора
солончаки
(галит,
глауберит,
гипс,
сода, селитра)
В результате тектонических движений соляные породы образуют вторичные
формы залегания: купола, штоки, складки.
Сульфатные породы
Эти мономинеральные породы, состоят из гипса CaSO4 ·2H2O, либо из ангидрита
CaSO4. В соответствии с составом сами горные породы называются гипсами, либо
ангидритами.
Гипсы это светлоокрашенные, белые, желтовато-белые, розоватые или серые
тонкозернистые относительно легкие (плотность около 2.3 г/см3) и мягкие породы
(царапаются ногтем). Иногда они бывают неравномерно окрашенными, пятнистыми.
Некоторые разновидности полурыхлые, землистые. Под микроскопом видно, что
кристаллически-зернистая структура в разных случаях бывает различной. Структура
может быть микрогранобластовой, пластинчатой, очковой и порфировидной в
зависимости от формы и относительных размеров зерен гипса. В виде примеси в гипсах
могут присутствовать различные минералы – карбонаты (большей частью доломит),
ангидрит, флюорит, галит, сильвин. Каждый из этих минералов присутствует в очень
небольшом количестве. В гипсах возможна примесь глинистого вещества. Могут быть
тонкослоистые гипсы, в которых отдельные микрослои обогащены глиной.
Породы залегают в виде пластов мощностью до 100 м, прослоев, прожилков и
линзовидных тел.
Гипс является очень ценной породой, имеющей широкое практическое
применение. Большая часть добываемого гипса используется как строительный материал.
Применяется при изготовлении алебастра, для чего его частично обезвоживают, нагревая
до 120-150оС. Гипс добавляют в цемент. Гипс в качестве наполнителя используется в
производстве лучших сортов бумаги.
Ангидриты состоят преимущественно из ангидрита, макроскопически похожи
на гипсы, но отличаются большей твердостью. Они уже не чертятся ногтем как гипсы.
Большей частью это светлоокрашенные породы, кристаллически-зернистой структуры.
55
Окраска их белая, желтовато-белая или голубовато-серая. Текстура, так же как и у гипсов,
большей частью массивная иногда слоистая. В результате частичного перехода ангидрита
в гипс, связанного с увеличением объема, иногда возникает неправильная плойчатая
текстура.
Под микроскопом у ангидритов обнаруживается большое разнообразие структур
и текстур. Очень характерны таблитчатые и радиально-лучистые структуры. В виде
примесей встречаются те же минералы, что и в гипсах (доломит, галит, флюорит).
С увеличением глубины залегания до 150-200 м, а следовательно с повышением
давления и температуры гипсы начинают терять воду и переходить в ангидриты. На
глубинах свыше 500-700 м чистые гипсы встречаются редко. В природных условиях в
результате гидратации и дегидратации ангидрит и гипс легко переходят друг в друга.
Гидратация ангидрита сопровождается увеличением объема породы на 64.9 %.
Галоидные соли
Эти осадочные породы имеют более локальное распространение, чем
сульфатные. Однако в некоторых местах мощность их слоев достигает значительной
величины. Вследствие высокой пластичности эти породы образуют так называемые
соляные куполы, местами, прорывающие слои вмещающих их осадочных пород. Залежи
солей обычно находятся в толщах сульфатных пород.
Макроскопически соли всегда являются крупнокристаллическими, нередко
гигантозернистыми. Окраска бывает различной – белой, розоватой, желтоватой,
красновато-бурой, синевато-серой, синей. Текстура массивная, слоистость часто
незаметная, но иногда наблюдается ленточная слоистость, выражающаяся в чередовании
чистой и загрязненной соли.
Минералогический состав солей различный, но большей частью это
мономинеральные, либо биминеральные породы. В соответствии с составом выделяют три
главные разновидности. а) каменная соль, состоящая целиком из галита NaCl; б)
карналлит, состоящий существенно из карналлита KCl·MgCl2·6H2O (490-80 %), вместе с
галитом (20-50 %) и незначительным количеством сильвина, ангидрита, глинистого
материала и окислов железа; в) сильвинит, состоящий на 15-40 % из сильвина и 25-60%
галита. Последние две разновидности называют калийными солями. В составе калийных
солей существенную роль играют сульфаты калия и магния: полигалит
K2SO4·MgSO4·2CaSO4·2H2O, кизерит – MgSO4·H2O; каинит – KCl·MgSO4·3H2O и др.
Галоидные соли имеют большое практическое значение. Сырье для химической
промышленности, сырье для получения K, Na, Mg и всех нужных солей этих металлов.
Для получения калийных удобрений, каменная соль используется в пищевой
промышленности.
Источником
материала для формирования солей являются продукты
выщелачивания пород и минералов в процессе химического выветривания на поверхности
земли (иногда растворение древних залежей солей поверхностными водами), а также
вулканические экзгаляции. В результате разложения первичных минералов в материнских
породах при химическом выветривании образуются соли различных кислот, содержащие
одновалентные и двухвалентные металлы (калий, натрий, кальций, магний, бор и др.). Эти
соли затем переходят в раствор. В растворенном виде в водах обычно присутствует хлор,
сера, углекислота. Обычно это истинные (молекулярные) растворы.
Источником обломочного материала эвапоритов могут служить ранее
сформировавшиеся сульфатные, галоидные и другие породы.
Транспортировка растворенных компонентов осуществляется поверхностными
водами в бессточные впадины, где, благодаря испарению, концентрация растворов может
56
повышаться.
Обломочные
продукты
разрушения
соляных
пород
обычно
транспортируются механическим путем, главным образом ветром.
Эвапоритовые осадки образуются в результате химического осаждения солей из
высокоминерализованных вод в континентальных или лагунных водоемах в условиях
аридного климата, когда испарение существенно преобладает над поступлением пресных
вод в виде атмосферных осадков, речных вод, ключевых источников. Так, выпадение
гипса в осадок начинается при повышении концентрации вод приблизительно вдвое до 77,5 %.
При осаждении солей существующую роль играют температурные условия.
Установлено, что выпаривание водного раствора сернокислого кальция при температуре
ниже 63,5 оС сопровождается выпадением гипса, а при более высокой температуре –
ангидрита. Присутствие в растворе других солей (NaCl, MgCl2 и др.) снижает эту
температурную границу. Так, при насыщении хлористым магнием, она соответствует 0 оС.
В естественных условиях выпадение ангидрита, исходя из реально существующих
соотношений растворенных солей, должно происходить при температуре выше 25-30 оС.
Осаждение галоидных соляных пород происходит, как правило, из богатых
солями рассолов, с концентрацией 30-35 %. Такие рассолы могут образовываться при
концентрации солей в морской воде путем выпаривания и вымораживания, либо в виде
остаточных, погребенных рассолов на глубине. Известны осаждения солей и из
вторичных рассолов. Вторичные рассолы могут формироваться в тех случаях, когда
метеорные воды просачиваются через ранее образованные соляные породы и растворяют
их. Галит начинает осаждаться при повышении концентрации солей в морской воде
примерно в 10 раз, а в рассоле до 30-35 %. Калийные и магнезиальные соли выпадают в
осадок из рассолов еще более высокой концентрации.
Для накопления солей в почвах благоприятны условия подтока
высокоминерализованных грунтовых вод к поверхности испарения. Так образуются
континентальные выцветы и выпоты. Они чаще всего накапливаются в трещинах и щелях,
но могут покрывать поверхность карстующейся породы и оказывать защитное
(«бронирующее») влияние. Эти отложения достаточно хорошо заметны, т.к. отличаются
от коренных пород по светлой окраске и трещиновато-поровой текстуре. Встречаются они
обычно с инсоляционными образованиями карбонатного состава – известковыми – и
примыкают к известковым туфам.
Накоплению эвапоритовых пород в зонах пустынь способствуют ветровые
потоки со стороны моря и солеродных лагун, переносящие капельки соленой влаги или
частицы кристаллизующихся минералов. Образовавшиеся таким путем породы имеют в
составе эоловый обломочный материал, среди которого большим распространением
пользуются обломки и зерна гипса.
Постседиментационные
преобразования
соляных
осадков
начинается
непосредственно вслед за их отложением. Диагенетические превращения соляных осадков
в породу и последующие преобразования пород сводятся к следующим процессам. Под
влиянием давления вышележащих слоев происходит физический процесс уплотнения
осадков. Он влечет за собой уменьшение пористости и резкое понижение влажности.
Внутренние воды осадка стремятся к насыщению слагающими его компонентами.
Поэтому концентрация солей в водах, пропитывающих осадки, резко повышается.
Наличие насыщенных растворов обуславливает возможность переотложения вещества
внутри осадка и тем самым перекристаллизацию, изменение структуры и состава
вмещающих пород.
В ряде известных месторождений нефти и газа соляные толщи являются
флюидоупорами.
57
3.5. Каустобиолиты
Каустобиолиты
–
природные
горючие
образования
органического
происхождения. Их составными частями являются различные органические углеродистые
соединения. Кроме того, в каустобиолитах могут присутствовать окаменевшие остатки
организмов и примесь обломочных и хемогенных компонентов. Содержание минеральной
части обычно составляет 5-10 %, но иногда до 50 % и более.
Практическое значение этих пород общеизвестно. Они составляют не только
главную массу минерального топлива, но и являются ценным сырьем химической
промышленности. Главное свойство горючих полезных ископаемых – способность гореть,
поэтому их элементный состав сходен: главные элементы – С, Н и т.н. гетероэлементны –
О, N, S.
Все каустобиолиты возникли в результате преобразования органического
вещества, первоисточником которого являлись остатки организмов. Эти преобразования
начинаются на земной поверхности (или на дне водоемов) и продолжаются по мере
накопления отмерших организмов и их погружения в недра земной коры. При этом
происходит постепенное обогащение органического вещества углеродом.
По генетическим признакам и физическим свойствам выделяют каустобиолиты
угольного и нефтяного рядов.
Каустобиолиты угольного ряда. Ряд ископаемых углей объединяет торф, бурый
уголь, каменный уголь, антрацит, горючие сланцы. Они представляют собой продукт
природных превращений отмершего растительного материала. Из высших растений
образуется большая часть углей, называемая гумусовыми. Низшие водоросли и животный
планктон дают начало реже встречающимся сапропелевым углям.
Преобразование перешедшего в осадок органического вещества происходит в
течение нескольких стадий. Вначале при разложении в водной среде и восстановительных
условиях образуется торф, в естественном состоянии представляющий собой бурую или
темно-коричневую кашицеобразную массу, состоящую из остатков органического
вещества и значительного объема воды (до 80-90 %). Для использования торфа как
топлива влажность его снижают высушиванием до 25 %. В последующие стадии, после
перекрытия торфа минеральными осадками и погружения на большую глубину, под
действием биогенных процессов, повышающихся температуры и давления происходит
уплотнение осадка, отжатие воды и изменение компонентного и химического состава
органического вещества с последовательным образованием бурого, каменного угля и
антрацита. Конечным продуктом изменения является графит, относящийся уже к
метаморфическим образованиям.
К веществам нефтяного ряда относят природные горючие газы, нефть,
природные битумы. Они называются нафтидами.
3.4. Полевые и лабораторные методы исследования осадочных отложений
Полевые методы изучения осадочных отложений. Описание разрезов и
пород в естественных обнажениях и горных выработках. Многие сведения о породах
могут быть получены только в поле. Литологические исследования при любой
геологической работе в поле начинаются с изучения естественных обнажений, а также
разрезов, вскрытых шурфами, канавами, расчистками и /или буровыми скважинами.
Выбор обнажений и разрезов для литологического исследования производится после
рекогносцировочного ознакомления со всей изучаемой территорией. Выбираются самые
полные и свежие разрезы, в которых выветривание пород проявлено в меньшей степени.
Описание разрезов производится детальное, с тщательным изучением всех пород,
58
особенностей их сочетаний (пачки, толщи и т.п.), с отбором образцов на различные
лабораторные методы исследования, зарисовками и фотографиями разных масштабов.
В полевых условиях геолог должен 1) обращать внимание на формы и размеры
геологических тел и условия их залегания; 2) прослеживать изменения пород по
вертикали и горизонтали, выяснять взаимоотношения и контакты с вышележащими и
нижележащими пластами; 3) проводить детальное макроскопическое описание пород:
цвет, структура, минеральный состав; 4) детально описывать текстурные особенности
пород (слоистость, знаки волн, трещины усыхания, остатки и следы жизнедеятельности
организмов, а также включения – конкреции, различные включения
Перед началом работы выполняется привязка обнажения по отношению к
местным ориентирам (вершины гор, устья рек или ручьев и др.). Положение обнажения
фиксируют на топокарте или фотоснимке, выполняется крупномасштабная зарисовка
положения обнажения в полевом дневнике. Затем дается общее характеристика
обнажения и с помощью рулетки производится разметка обнажения. Затем обнажение
тщательно изучается, намечаются границы слоев, пачек, определяются элементы их
залегания, описание тектонических нарушений, кливажа, трещинноватости и т.п. после
этого выполняется отбор образцов на разные виды лабораторных исследований.
Положение образцов и проб фиксируется на зарисовках, документируется в полевом
дневнике.
При описание осадочного разреза важно выделить естественные единицы разреза
– геологические тела: пласты, слои, линзы, прослои, слойки.
Геологическое тело – ограниченная определенными границами часть
геологического пространства, внутри которого свойства, использованные для выделения
этого геологического тела, остаются неизменными.
Пласт представляет собой геологическое тело, однородное по петрографическому
составу и четко ограниченное параллельными поверхностями; мощность пласта
значительно меньше, чем размеры его распространения.
Слой – геологическое тело, горизонтальная протяженность которого значительно
превышает толщину (мощность). Слой также можно определить как геологическое тело
плоской формы, сложенное одновозрастными осадочными породами и ограниченное
обособляющими от смежных слоев поверхностями.
Линзы – это слои, однако в конкретных сечениях (обнажениях, скважинах и т.д.)
можно видеть их выклинивание.
Под термином «прослой» понимается слой или пласт небольшой толщины,
залегающий внутри или на границе однородного пласта или слоя и играющий резко
подчиненную роль в строении данного комплекса. Мощность прослоя составляет не более
1-1,5 см. Сходным образом можно выделить термин «слоек». Мощности слоев, линз,
прослоев варьируют в широких пределах (таблица 3.6. по (Рухин, 1961).
Таблица 3.6.
Градации слоев и пластов
Градации слоев и пластов
Микрослоистые
Очень тонкослоистые
Тонкослоистые
Мелкослоистые
Среднеслоистые
Толстослоистые
Очень толстослоистые
Мощность, см
Менее 0,3
0,3-1,0
1-3
3-10
10-30
30-100
Более 100
59
По Ф. Петтиджону с соавторами (1976) выделяется 4 основных типа песчаных
тел: 1) пласты или покровы (отношение длины к ширине – 1:1; 2) линзы (менее 3:1); 3)
ленты (3-20:1) и 4) дендроидные тела. Форма песчаных тел определяется их генезисом. В
морских обстановках пески доминируют в близбереговых обстановках, где слагают
сравнительно короткие линзы, ориентированные параллельно берегу. При перемещении
барьерных песчаных островов в случаях трансгрессии или регрессии бассейна образуются
пласты песчаников (т.н. покровные песчаники). Русловые песчаники слагают вытянутые
или извивающиеся плоско-вытянутые линзы. Эоловые песчаники образуют покровные
тела. Покровные песчаные тела могут образовываться и вследствие миграции речных
долин.
Глинистые толщи, типичные для морских бассейнов, слагают покровы,
занимающие значительные территории палеобассейнов. Для континентальных обстановок
более типичны вытянутые линзы глин; пластообразные тела их характерны только для
озерных котловин.
То же можно сказать и о карбонатных отложениях. Однако кроме пластов и
покровов для них типичны и сильно вытянутые линзы (рифовые и биогермные массивы и
.п.).
Дробность расчленения осадочного разреза определяется характером разреза и
требуемая детальность исследований. Выделенные слои соответствуют определенным
изменениям в режиме и темпе седиментации. Следует помнить, что основой для
выделения является изменение вещественного состава пород. Если в разрезе повторяются
в постоянной последовательности сходные по литологическому составу слои, то такие
комплексы называют циклами, ритмами.
Основной стратиграфической единицей (т.е. единицей, в основу выделения
которой положен литологический состав отложений с учетом закономерностей
формирования осадков) является свита. По свитой понимается комплекс отложений либо
однородных в литологическом отношении, либо представляющих собой чередование
нескольких типов, объединенных каким-либо признаком (окраской, косой слоистостью,
включениями). Как правило, свиты объединяют отложения сходного генезиса, не
имеющие внутри себя поверхности перерывов или региональных размывов. К числу
литостратиграфических единиц свободного пользования относятся пачки, пласты,
горизонты, толщи, слои.
Пачка – относительно небольшая по мощности часть свиты, характеризующаяся
общностью признаков, позволяющих узнавать ее в разрезе.
Горизонт – выдержанные и залегающие на определенном стратиграфическом
уровне маломощные отложения, характеризующиеся определенными литологическими
особенностями или остатками организмов.
Толща – это совокупность отложений, характеризующаяся некоторой общностью
входящих в нее пород. Толща выделяется на этапе исследований, когда еще невозможно с
полной определенностью обосновать присутствие в тех или иных разрезах свит или
подсвит.
Полевая документация горных выработок (канав, шурфов, расчисток, карьеров
имеет свои особенности). Выполняется привязка, проводится зарисовка стенок и дна
выработки, определяются элементы залегания. Затем послойно или по литологическим
типам описываются породы, отбираются пробы на лабораторные исследования. На
зарисовке показываются места взятия проб, элементы залегания слоев, контактов пород.
Масштаб зарисовок 1:50 или 1:100. Выработки, пройденные на склоне должны
зарисовываться с учетом угла наклона склона.
60
При описании пород большое значение имеет окраска пород. Она позволяет
получить информацию о составе и происхождении осадочных пород, особенностях их
постседиментационных преобразований, а в ряде случаев служит прямым поисковым
критерием для обнаружения полезных ископаемых (бокситов, железных и марганцевых
руд, поделочных камней и др.). При описании окраски следует отмечать основной цвет,
оттенки и насыщенность (светлый желтовато-серый), используя однозначные и точные
выражения.
В генетическом отношении все окраски подразделяются на первичные и
вторичные. Первичные окраски могут быть унаследованными или сингенетичными.
Унаследованные окраски определяются цветом обломочного материала (например,
черные или серые магнетитовые пески, гранатовые пески, розовые песчаники с КПШ,
белые карбонатные песчаники и др.). Интенсивность их окраски зависит от содержания
окрашенных минеральных зерен. Сингенетичная окраска обусловлена цветом цемента
либо окраской аутигенных минералов, возникающих при осадконакоплении и диагенезе
породы (например, черные углистые аргиллиты, зеленые глауконитовые песчаники,
красные гипсы). Отложения Перми и триаса часто окрашены в красные тона благодаря
присутствию тонкорассеянного гематита. Происхождение его может быть двояким: вопервых, гематит может формироваться в окислительных условиях аридного климата, вовторых, он может быть и постседиментационным. В большинстве случаев красный цвет
пород обусловлен отсутствием достаточного для его уничтожения реакционноспобосного
органического вещества. Иногда яркие розовые, красные тона и желтые оттенки могут
бить следствием жизнедеятельности различных организмов. Первичная красноцветная
окраска присуща глубоководным терригенным илам, накапливающимся в абиссальных
котловинах, а также яшмам, которые рассматриваются как глубоководные образования.
Вторичные окраски возникают при постдиагенетических изменениях пород.
Явную вторичную окраску имеют пласты горелых углистых алевролитов (горельники).
признаками вторичности окраски является связь с трещинами, изменение тональности при
переходе от выветрелых образцов к свежим, пятнистое распределение окраски и
несогласованность со слоистостью, Желтый и коричневый цвета всегда имеют вторичную
природу. Они являются следствием ожелезнения присутствующих в породе биотита,
роговой обманки, авгита, граната, пирита, либо развитием на поверхности пород
микроорганизмов. Светлая или белая окраска может быть следствием воздействия на
породы процессов выветривания.
Показателями палеогеографической обстановки накопления являются только
первичные окраски. Так, первичная красноцветность свойственна осадкам,
сформированным в условиях переменно-влажного климата в континентальных и
прибрежно-морских обстановках. Темно-серые и черные тона окраски горизонтальнослоистых илистых осадков характерны для гидродинамически мало активных частей
бассейнов (в том числе и в случае сероводородного заражения придонных слоев воды).
Для континентальных отожений, накапливающихся в условиях жаркого и сухого климата,
типичны светлые, серые, желтые и коричневые тона окраски.
Важным моментом литологического изучения разрезов является исследование
границ (контактов) между геологическим телами. Знание характера границ и
взаимопереходов между слоями дает ценный материал для реконструкций различных
геологических событий. Контакт – это поверхность соприкосновения между собой
различных горных пород. В общем случае выделяют нормальные осадочные,
тектонические и магматические контакты. Различают следующие типы соотношений
осадочных пород: 1) согласное залегание; 2) размыв; 3) переход горной породы к
продуктам ее выветривания; 4) размыв по коре выветривания; 5) размыв с различными
61
остатками органического или неорганического происхождения на поверхности размыва
(трещины усыхания, следы жизнедеятельности организмов и др.); 6) поверхности
конкреций и стяжений; 7) различные формы передвижения осадка при уплотнении. Не
всегда неровные контакты между слоями связаны с размывом. Появление неровных
контактов часто имеет место при накоплении грубообломочного материала, и такие
контакты можно ошибочно принять за поверхность размыва. Однако в отличие от
эрозионного контакта, здесь не наблюдается срезания прослоев и линз разного
гранулометрического состава.
Характерной особенностью многих осадочных последовательностей являются
местные несогласия (внутриформационные размывы). Это связано с кратковременными
перерывами в осадконакоплении и размывом ранее накопившихся осадков. После
относительно короткого промежутка времени осадконакопление возобновляется и
эродированная поверхность перекрывается новыми порциями осадков. Под перерывом в
осадконакоплении понимается интервал времени, в течение которого на том или ином
участке земной поверхности осадки не накапливались.
В керне скважин эрозионные контакты иногда вырисовываются в виде
поверхностей с мелкими и резкими рельефными формами, а иногда в виде довольно
ровной линии.
Структуры и текстуры осадочных горных пород детально изучаются в полевых
условиях, они позволяют восстановить условия и процессы накопления осадков,
особенности формирования из них пород, дальнейшие их изменения.
После детального описания, зарисовок и фотографирования проводится отбор
образцов из каждой разновидности пород, в том числе на шлифы, отбор образцов с
флорой и фауной; отбор образцов для изучения микрофауны и споро-пыльцевого анализа.
Специфика изучения керна скважин. Ценность керна определяется процентом
его выхода при бурении. Более 70 % выхода керна обеспечивают максимальную полноту
изучения. Выход керна менее 50% мы получаем отрывочное представление о разрезе.
Описание керна ведется дважды: первичное описание по рейсам и окончательное по
разновидностям пород. Первичное описание проводится в журнале первичной
документации скважины непосредственно после выемки керна. При описании дается
возможно более полная характеристика каждого слоя или каждой разновидности пород и
указывается видимая мощность по керну (затем пересчитывается на истинную). Особое
внимание обращается на признаки полезных ископаемых (участки изменения пород,
включения полезных минералов, запах и пропитка УВ). Одновременно с описание керна
строится колонка скважины в масштабе 1:100-1:200 и делаются зарисовки или
фотографии отдельных участков в масштабе 1:10-1:20 или в натуральную величину.
Зарисовка и фотографирование керна ведется в виде проекции на плоскость его
цилиндрической поверхности или раскола вдоль оси. Для точного выяснения условий
залегания пластов необходимы подъем ориентированного керна с помощью керноскопов
и последующее изучение его на кернометре.
Описание законченных бурением скважин следует начинать от забоя скважины.
Сначала необходимо произвести общий просмотр всего керна и наметить основные
выделяющиеся слои, контакты и прочие видимые характеристики разреза. Затем
приступают к детальному послойному описанию и отбору образцов. При этом следует
тщательно просматривать керн без пропусков, хотя с первого взгляда некоторые участки
кажутся монотонными. Слегка смоченные водой поверхности керна позволяют видеть
многие важные структурные и текстурные особенности породы. В настоящее время керн
нефтяных скважин распиливается вдоль оси для детального писания. Разрез какого-либо
участка (площади, месторождения) следует составлять по керну двух-трех соседних
62
скважин, что позволит кроемее всего прочего судить о выдержанности или изменчивости
отдельных слоев и горизонтов на площади. Для того чтобы охарактеризовать строение
разреза в интервалах где керна нет, необходимо использовать шлам, данные каротажа.
При описании керна необходимо выделять слои и прослои, точно отбивать контакты и
отмечать их характер, определять структуры и текстуры и отбирать образцы. Если
прослой маломощный, то отбирают образец только из средней части; если мощный, то три
образца – из кровли, подошвы и середины. Образцы, отобранные для определения
пористости и проницаемости парафинируют – заворачивают в бумагу, вкладывают
этикетку, и заворачивают в марлю с горячим парафином. Образцы, предназначенные для
споро-пыльцевого анализа (300-400 г), берут из средней части пласта.
Лабораторные методы исследования, их возможности и области применения.
Выбор рационального комплекса для разных пород и целей исследований.
Существует несколько направлений лабораторных исследований осадочных
пород.
1.
Изучение текстурно-структурных особенностей производится в
пришлифовках образцов, в шлифах для сцементированных пород и методом
гранулометрического анализа для рыхлых пород
2. Определение вещественного (минералого-петрографического и химического
состава), что необходимо для определения состава самой породы, для выяснения ее
генезиса и возможностей практического применения. Вещественный состав определяется
при помощи ряда методов.
1) Кристаллооптический метод изучения пород в шлифах, аншлифах и зернах в
иммерсии. Сцементированые породы изучаются в шлифах, рыхлые – в иммерсии.
2) Химический состав полный и частичный, а также анализ водных и
кислотных вытяжек при определении отдельных элементов и соединений.
3) Спектральный анализ применяется для определения содержания малых и
редких элементов.
4) Хроматический анализ для определения минерального состава глинистых и
диагностики карбонатных минералов в различных карбонатных породах.
5) Капельный анализ для определения минерального состава глинистых пород.
6) Термический фазовый анализ
7) Рентгено-структурный нализ
8) Электронная микроскопия
9) для изучения органического вещества пород и степени нефтенасыщения
применяют люминесцентный анализ и другие более детальные методы органической
геохимии, для изучения фильтрационно-емкостных свойств тоже применяют
специальные методы исследования и т.д.
3. Изучение физических свойств пород. Это важно для поисков и разведки
нефтяных и газовых месторождений, для суждения о фильтрационных и несущих
свойствах пород при гидрогеологических и инженерно-геологических исследованиях.
Изучение осадочной породы в лабораторных условиях начинается с
микроскопического изучения пород в шлифах. Кристаллооптический метод позволяет
изучать породу в целом (минералогический состав, структура, текстура, органические
остатки, вторичные изменения минералов и др.), а также провести выбор дальнейшего
комплекса исследований. Изучение породы в шлифах позволяет выявить историю
формирования современного состава пород, т.е. провести с большим или с меньшим
успехом стадиальный анализ. В шлифах также изучается пористость пород, что важно при
поисках нефти и газа.
63
При изучении обломочных и глинистых пород важную роль играет
гранулометрический анализ, дающий точную характеристику структурного типа породы.
Интерпретация данных гранулометрического состава позволяет сделать ряд выводов об
условиях накопления осадков. При гранулометрическом анализе порода разделяется на
составные размерные фракции. Важное значение при исследовании обломочных пород
имеет иммерсионное изучение песчано-алевритовой фракции (0,25-0,01 мм) с
предварительным разделением ее на тяжелую и легкую фракции. Иммерсионное изучение
акцессорных минералов тяжелой фракции широко используется для корреляции
терригенных толщ и в ряде случаев для реконструкции палеогеграфических обстановок
накопления осадков.
1. Определение гранулометрического состава несцементированных терригенных
пород проводится с помощью ряда методов.
Ситовой анализ – разделение гравийных, гравийно-песчаных, песчаных и
песчано-алевритовых пород на фракции с помощью стандартного набора сит путем
просеивания.
Анализ по Сабанину (метод отмучивания в спокойной воде) – используется для
разделения фракций алевритовой размерности.
Пипеточный метод или метод Робинсона используется для глинистых пород.
Пробы отбираются пипеткой из суспензии, состоящей из воды и глинистой породы через
определенные отрезки времени начиная с крупных частиц.
По данным гранулометрического анализа строят диаграммы и кривые
распределения.
В сцементированных породах определение гранулометрического состава
проводится под микроскопом путем подсчета количества зерен разной размерности.
2. Минералогический анализ с помощью иммерсионного метода. Для
определения минералогического состава породы проводят предварительную обработку
породы. Для рыхлых пород – это разделение фракций по удельному весу и магнитным
свойствам. Для сцементированных пород - это разрушение породы и удаление цемента,
для карбонатных пород и солей – это предварительное растворение. Проводится удаление
глинисто-железистых пленок, разделение минералов в тяжелой жидкости, разделение на
магнитную и электромагнитные фракции. Затем под бинокуляром изучают
минералогический состав и выполняют подсчет содержания минералов. Выделяют
препараты для микроскопического исследования и под микроскопом в иммерсионных
жидкостях с разными показателями преломления по оптическим свойствам определяют
минеральный состав. По данным минералогического анализа строятся литологические
колонки, графики, диаграммы, литологические карты.
3. Хроматический и капельный методы. Используются для глинистых,
карбонатных пород и определения состава цемента в терригенных породах.
a.
изучение состава глин с помощью органических красителей проводится в
основном метиленовым голубым красителем. Если порцией водного раствора
метиленового голубого окрасить суспензию одинаковой плотности, то каолинитовые
глины окрасятся в фиолетовые тона, гидрослюдистые – в грязно-синие до фиолетовосинего, монтмореллонитовые и бейделлитовые глины – в голубовато-зеленый цвет.
Монтмореллонитовые глины, насыщенные кальцием, окрашиваются в чистые фиолетовые
цвета.
b.
диагностика карбонатных минералов методом окрашивания проводится в
открытых шлифах, пришлифовках и в порошке. Метод основан на неодинаковом составе
катионов и неодинаковой химической активности различных карбонатов.
64
c.
Капельный метод быстрого определения глинистых минералов в аншлифах
при помощи воды и этилен-гликоля основан на различной способности к разбуханию
отдельных групп глинистых минералов. Капельный метод позволяет определить
принадлежность глинистых минералов к одной из четырех групп: каолиниты,
монтмореллонита, гидрослюд, сепиолита-палыгорскита.
4. Кристаллооптический метод - позволяет определять состав и структуру
пород в шлифах – тонких срезах породы.
Физико-химические и физические методы исследования осадочных пород
5. Термический фазовый анализ – используется для определения состава
глинистых пород. Это метод нагревания и охлаждения минералов с регистрацией
изменения температур или разностей температур. В процессе нагревания в минералах
происходят реакции с поглощением тепла (эндотермические) - это обезвоживание,
плавление, выделение газовой фазы, полиморфные превращения; и реакции с выделением
тепла (экзотермические) - это окисление, раскристаллизация, перекристаллизация.
Порошок образца навеской 2 г помещается в огнеупорный тигль. Нагревание минерала
проводится в интервале температур 0 - 1200° с постоянной скоростью (10-20° в минуту).
Кривые нагревания регистрируются с помощью термопар и гальванометров. Эндо- и
экзотермические эффекты отражаются в виде изменения направления тока и изменении
наклона кривых нагревания. Термограммы расшифровываются путем сравнения с
эталоном.
Минералы группы каолинита обнаруживают при нагревании один
эндотермический эффект при температуре 500-700 °С, обусловленный потерей
конституционной воды и обрушением кристаллической решетки. Аморфные продукты
распада при температуре 900-1000 °С кристаллизуются, что фиксируется четким и
интенсивным экзотермическим эффектом.
Минералы группы монтмореллонита при нагревании обнаруживают три
эндотермических эффекта при температурах 100-200, 500-700 и 850-900°С. Первый
наиболее интенсивный, происходит при удалении межслоевой воды, второй и третий
связаны с удалением конституционной воды. Третий эндотермический эффект
монтмореллонита при температуре 850-900°С переходит в экзотермический эффект при
температуре 900-950 °С за счет кристаллизации шпинели и других минералов из
продуктов распада.
Минералы группы гидрослюд характеризуются тремя эндотермическими
эффектами при температуре 100-200, 500-700 и 850-950°С.
Кривые нагревания минеральных смесей выглядят сложнее, т.к. обнаруживают
термические эффекты нескольких минералов.
Характер кривых нагревания и положение главных термических эффектов
глинистых минералов определяется в основном совершенством структуры и степенью
дисперсности вещества. Чем совершенней структура и крупнее кристалл, тем
эндотермические эффекты проявляются четче. Наличие ОВ деформирует кривые
нагревания. Присутствие торфяного или буроугольного вещества отмечается
экзотермическим эффектом – плавным изгибом кривой нагревания в интервале 300-400°С,
каменноугольное вещество отмечается таким же эффектом при 400-500 °С. Наличие даже
небольщой примеси пирита (1-2%) дает четкий экзотермический эффект с максимусом
при 410°С.
В карбонатах широко развиты явления изоморфизма и их кривые нагревания
характеризуются резко выраженным эндотермическим эффектом, который является
следствием диссоциации минерала с выделением газовой фазы. Двойные соли
65
характериуются двумя эндотермическими эффектами. В изоморфных смесях – один
эндотермический эффект. Железистые, марганцевые минералы обнаруживают помимо
эндотермического эффекта экзотермический эффект окисления железа и марганца и
эффект раскристаллизации.
6. Рентгеноструктурный
анализ
проводится
посредством
облучения
кристаллов рентгеновскими лучами. При этом происходит отражение лучей от плоских
сеток пространственной решетки – дифракция рентгеновских лучей. Условия
интерференции характеризуются уравнением Вульфа-Брегга. Облучая кристаллы
ренгеновскими лучами и регистрируя результаты можно используя формулу ВульфаБрегга, установить величину межплосткостного расстояния. Рентгеновские данные
позволяют также определить симметрию, размеры элементарной ячейки и по этим
данным определять минерал. Ренгтгеноструктурный метод в порошке называется метод
Дебая. Регистрация дифракционного спектра рентгеновских лучей от образца
производится на фотопленке. Получают дебаеграммы или порошковые рентгенограммы,
представляющие собой серии симметричных дужек вокруг центрального кольца – следа
от прямого луча рентгеновских лучей. Определяют углы отражения а=90/πD*L, где D –
диаметр рентгеновской камеры, L – половина расстояния между симметричными
кружками. Затем по формуле Вульфа-Брегга определяют межплосткостные расстояния
d=λ/2sin a. Метод используется для глинистых минералов. В настоящее время
используется также электронография, при которой вместо рентгеновских лучей
используется поток электронов и вместо дифракции рентгеновских лучей - дифракция
электронов.
7. Электронномикроскопический
метод.
Увеличение
современных
электронных микроскопов от 1500-2000 до 100 000-500 000. В электронном микроскопе в
отличие от обычного вместо стеклянных линз применяются электромагнитные или
электростатические линзы – магниты или электромагниты и вместо лучей видимого света
поток электронов. Изображение объекта исследования на электронном микроскопе нельзя
непосредственно видеть глазом, применяются фотоснимки. Препараты для исследования
под электронным микроскопом предварительно диспергируют ультразвуком для
расщепления минеральных агрегатов по поверхностям сочленения зерен или готовят
суспензии на тонких пленках.
8.
Спектральный анализ. Особую роль в изучении осадочных пород играет
определение их химического состава. При этом определяются соотношения основных
породообразующих окислов; количество малых элементов; количественно минералов,
которые не поддаются определению петрографическим методами. Химическое изучение
осадочных пород позволяет решить и ряд генетических задач, например определение
солености древних водоемов, выяснение окислительно-восстановительных условий
древних бассейнов, реконструкция климата и др.
При изучении глинистых пород используется комплекс методов: изучение
оптических констант ориентированных агрегатов, окрашивание органическими
растворителями др. Используется термический, рентгеноструктурный, электронномикроскопический методы.
В каждом конкретном случае выбор рационального комплекса исследования
осадочной породы определяется стоящими перед геологом задачами. При массовом
изучении осадочных пород применяется главным образом изучение шлифов и
иммерсионный метод, которые при необходимости дополняются химическим,
термическим и рентгеноструктурными методами. Электронно-микроскопические
исследования производятся обычно выборочно для небольшого количества образцов.
66
Тема 4. Графические и математические методы обработки аналитических
данных и представления результатов (Ауд. 9 часов, в т.ч. лекций 1 ч)
Для наглядного представления и систематизации аналитических данных
применяют графические построения, статистическую обработку, математические способы
сравнения.
Для отображения результатов гранулометрического анализа строятся
столбиковые диаграммы и кривые распределения.
Для отображения петрографического состава обломочных пород и определения
петрографических коэффициентов используются кумулятивные или нарастающие кривые.
Чаще всего они используются при исследовании песчаных и алевритовых образований.
Треугольные диаграммы удобны для изображения литологического состава
пород. На них виде точки можно показать любую трехкомпонентную систему.
Литологические колонки представляют собой схематический разрез осадочных
образований в данном пункте (разрезе, скважине), изображенный на бумаге с помощью
условных знаков в определенном масштабе.
Литогенетические колонки – это литологические колонки, дополненные
сведениями о составе пород, их структуре и физических свойствах. В зависимости от
задач, стоящих перед исследователем, на литогенетическую колонку могут быть нанесены
данные гранулометрического состава, результаты химического, спектрального анализа,
определения пористости, проницаемости, данных по геохимии органического вещества и
пластовых флюидах.
Литологические профили – это схематическое изображение разреза участка
между несколькими пунктами, выполненное с помощью условных знаков. Профили
имеют протяженность от нескольких метров до десятков километров. На них показывают
формы и размеры геологических тел, особенности залегания, состав и фациальные
изменения осадочных пород, а также расположение залежей нефти, газа и других
полезных ископаемых. Основой для построения литологических профилей служат
литологические колонки.
Карты содержания отдельных компонентов осадочных образований служат для
наглядного изображения распределения составных частей пород или их свойств.
Исходными данными для построения таких карт являются данные гранулометрического
или химического анализов, а также определения свойств пород, выполненных в заданном
стратиграфическом или литологическом интервале разреза. Такие построения часто
применяются при определении области питания обломочным материалом, выявлении
палеогеографической обстановки, прогнозировании пород–коллекторов и флюидоупоров
и других целей.
Литологические карты показывают области территориального распространения
определенных групп осадочных пород, участвующих в строении какого-либо
стратиграфического подразделения или его части. Обычно они выполняются для
небольшой по мощности стратиграфической или литологической единицы (пачки,
горизонта, яруса). Основой для построения литологических карт служат литологические
колонки и литологические профили. Литологические карты дают наглядное
представление о распределении пород в пределах исследуемой территории, характере и
направлении фациальных замещений; помогают установить положение областей питания
обломочным материалом, выделить зоны с различной средой осадконакопления,
определить особенности рельефа, климатические черты прошлого. В области нефтяной
геологии литологические карты и профили являются важными документами при научном
прогнозировании зон нефтегазонакопления и нефтегазообразования. Они в комплексе с
результатами изучения керна, боковых грунтов позволяют выделить области развития
67
пород-коллекторов и пород-экранов, установить форму их тел и установить емкость
позможных резервуаров нефти и газа.
Тема 5. Основные закономерности строения и образования осадочных
комплексов (Ауд. 12 часов, в т.ч. лекций 6 часов)
Влияние тектоники на процессы осадконакопления.
Интенсивность, частота, региональность тектонических колебательных движений
существенным образом отражается на составе, строении (структуре, текстуре), скорости
осадконакопления, мощности осадка, а также на форме осадочных тел. В целом,
тектонический режим влияет на рельеф и обстановки осадконакопления.
Колебательные движения вызывают трансгрессии и регрессии морских водоемов,
и, следовательно, перемещение береговых линий и изменение состава осадков. Например,
при трансгрессии в заданной точке водоема будут накапливаться глинисто-алевритовые
осадки, а в случае регрессии здесь возможно накопление более крупнозернистых осадков.
Колебательные движения могут привести к образованию мелководных водоемов с
ограниченной связью с открытым морем. В таких водоемах терригенное
осадконакопление может смениться накоплением солей. Пример – современный залив
Кара-Богаз-Гол. Колебательные движения приводят к заболачиванию местности,
возникновению торфяников (восточное побережье Северного Сахалина).
Колебательные тектонические движения в пределах суши приводят к изменению
положения базиса эрозии, что отражается на составе накапливающегося осадка.
Тектонические колебательные движения являются одной из основных причин
слоистого строения осадочных толщ, чередования в разрезе пород разного состава.
Тектоника оказывает влияние на скорость накопления осадков и их мощность.
Скорость максимального осадконакопления достигает максимальных значений у горных
подножий, в конусах выноса, дельтах крупных рек. В центральных частях океанов она
составляет 0,008-0,06 мм в год. Несомненно, что и в древние эпохи скорость
осадконакопления определялась особенностями тектонического строения территорий
(антиклинории, синклинории), и связанными с ними формами рельефа.
Тектонический режим в значительной мере определяет форму и размер
осадочных тел. При региональном погружении территории образуются мощные крупные
по площади пласты более или менее однородного состава.
С колебательными движениями связано образование рифовых тел.
Представляющих собой карбонатные органогенные постройки, возникшие в зонах
прогибания дна морского бассейна.
Вдоль крупных тектонических разломов на суше в результате деятельности рек
нередко формируются рукавообразные осадочные тела.
Цикличность осадконакопления
Образование и размещение полезных ископаемых в земной коре определяется
цикличностью геологических процессов. Поэтому
познание
закономерностей
циклического развития имеет огромное практическое значение. Изучению цикличности
применительно к целям поисков скоплений нефти и газа посвящены работы Н.Б.
Вассоевича, А. А. Трофимука, Ю. Н. Карогодина и др. Каждое полезное ископаемое
занимает определенное место в седиментационном цикле. Различные полезные
ископаемые, формирующиеся в разнообразных условиях палеогеографии, климата,
68
тектоники и гидродинамики, тяготеют к более или менее одинаковому положению в
литоциклах.
Понятие "цикличность" указывает на закономерную смену определяемых
элементов, этапов, стадий во времени и пространстве. Это понятие обусловлено
существованием циклов. По Ю. Н. Карогодину, цикл - это обособленный
последовательный, непрерывный или прерывисто-непрерывный ряд закономерно
связанных между собой явлений. В Геологическом словаре дается следующее
определение цикла седиментационного: это "определенная последовательность в смене
обстановок осадконакопления, повторяющаяся в тех или иных вариациях в ходе развития
акватории или территории". Таким образом, существование цикличности определяется
более или менее равномерной повторяемостью.
Наиболее отчетливое выражение цикличность получила в процессе
седиментации. Как известно из многочисленных аналитических исследований, процесс
седиментации имеет прерывистый, дискретный, квантовый характер. Элементарным
квантом седиментации, ее продуктом и следствием является слой. Элементами слоя более
низкого уровня организации являются прослои, слойки или пропластки. Породный слой
(пласт), по Ю. Н. Карогодину, "это преимущественно однородное трехмерное тело,
ограниченное снизу и сверху субпараллельными плоскостями-границами, у которых два
линейных размера по взаимно перпендикулярным направлениям всегда больше
третьего". Одним из отличительных признаков слоя является мощность (толщина) и
протяженность. Прослои (пропластки) чаще всего измеряются миллиметрами и первыми
сантиметрами, а отдельные слои - сантиметрами, метрами и даже десятками метров.
Секвентная стратиграфия представляет собой направление геологических
исследований, нацеленное на выявление в осадке следов колебаний уровня моря и
проведения стратиграфических исследований на этой основе. В качестве элементарного
стратиграфического подразделения рассматривается секвенция, соответствующая одному
трансгрессивно-регрессивному циклу. Преимущества этого метода заключаются в
следующем: а) корреляция осуществляется не на основе сопоставления отдельных точекиндексов, а на основании сравнения всего профиля седиментации; б) при
стратиграфических исследованиях учитываются процессы и обстановки седиментации; в)
большое внимание уделяется анализу вертикальных и латеральных границ осадочного
тела, обеспечивающих хроностратиграфическую основу для корреляции и картирования
осадочных комплексов. У нас в России разработано понятие литмологии (Карогодин
Ю.Н.).
Любое сочетание породных слоев, объединенное в слоевую ассоциацию, носит
название л и т м и т а . Породно-слоевая ассоциациация, главным свойством которой
является связь элементов во времени и пространстве, называется ц и к л и т о м . Эта
слоевая система является проявлением цикличности низшего порядка, вещественным
отражением седиментационного цикла. Слои в элементарном циклите образуют единое
целое, т.е. это природное тело, неделимое на "меньшие циклиты". Седиментационный
цикл как целостная динамическая система характеризуется непрерывностью процесса во
времени. Другие породно-слоевые ассоциации, для которых признак связи во времени не
является важным, относится к н о м и н а л и т а м . Примерами
последних
являются свиты, серии, комплексы, формации [7].
Таким образом, литмиты - это общее наименование слоевых систем, выделяемых
по любым свойствам и признакам. Циклиты - целостные во времени слоевые системы.
Номиналиты - слоевые системы и объекты исследования, для которых связь во времени
не является существенной.
69
Правила выделения и классификация циклитов
Основные принципы, которыми руководствуются при выделении элементарных
циклитов, по Ю. Н. Карогодину [7], следующие: направленность изменения существенных
(вещественно-структурных) свойств слоев в вертикальном разрезе - от одного к другому;
непрерывность (относительная) изменения существенных (вещественно-структурных)
свойств слоев в разрезе - от одного к другому; характер границ между слоями внутренние границы слоевой системы более постепенные (плавные), по сравнению с
внешними; двуединое (и кратное двум) строение слоевого комплекса (предполагается
наличие не менее двух слоев в циклите и их связь).
Ю. Н. Карогодин дает классификацию циклитов, в основу которой взят признак
направленности изменения существенного состава - от слоя к слою. Для терригенных
пород - это изменение гранулометрического состава, для карбонатно-терригенного разреза
- изменение соотношения карбонатной и терригенной составляющей.
По приведенной классификации все циклиты делятся на две группы: А - с
однонаправленным и Б - с разнонаправленным изменением взятого свойства от слоя к
слою. В каждой из групп выделяются по две подгруппы.
В группе А первая подгруппа составляет циклиты с прогрессивной
направленностью - прогрессивные циклиты или п р о ц и к л и т ы . Это наиболее
распространенный тип циклитов. В реальных разрезах они состоят из слоев, у которых
размер зерен уменьшается от слоя к слою. На разрезах проциклиты изображаются
символом в виде треугольника с основанием и вершиной, обозначающими,
соответственно, "грубый" и тонкозернистый слой. Вторая подгруппа характеризуется
обратной направленностью взятого признака - регрессивной. Это регрессивные циклиты
или р е ц и к л и т ы . Их символ - перевернутый треугольник, т.е. расположенный
вершиной вниз.
В группе Б в первой подгруппе в слоях нижней части наблюдается прогрессивная
направленность изменения взятого свойства от слоя к слою, а в слоях верхней части регрессивная направленность. Такие циклиты называются прогрессивно-регрессивными
или п р о р е ц и к л и т а м и . Их символ - два треугольника, соединенных
вершинами. Вторая подгруппа представляет циклиты обратного строения, т.е. для
нижних слоев характерно регрессивное сочетание, а для верхних - прогрессивное с
постепенной сменой. Эти циклиты названы регрессивно-прогрессивными или
р е п р о ц и к л и т а м и . Их символ - два треугольника, соединенных основанием.
Таким образом, согласно предложенной Ю. Н. Карогодиным классификации, все
многообразие породных слоев и их сочетаний сведено к четырем основным типам.
Ассоциации элементарных циклитов образуют следующие уровни породнослоевых систем: локальные, зональные и региональные циклиты. Структурными
признаками раздела между циклитами являются резкие границы, связанные с перерывами
в осадконакоплении, размывами части ранее сформировавшихся отложений,
структурными несогласиями. Поэтому в основании циклитов имеются базальные слои,
представленные песчаниками, гравелитами, конгломератами.
Региональные циклиты являются важным звеном в общей конструкции
осадочного чехла любого седиментационного бассейна. Целостные слоевые системы
ранга региональных давно и многими исследователями выделялись по данным ГИС.
Часто это было выделение отчетливо выраженных на каротажных диаграммах породнослоевых тел, отвечающих достаточно крупным седиментационным циклам.
Одной из главных причин цикличности и периодичности осадконакопления
является тектоника.
70
Периодичность осадконакопления
В разрезе осадочной оболочки Земли наблюдается неоднократная повторяемость
близких по составу и строению пород и целых комплексов. Периодичность имеет разные
масштабы. Могут перемежаться элементарные слойки мощностью доли и целые
сантиметры, литологические комплексы и осадочные формации. В связи с этим выделяют
периодичность низшего и высшего порядков.
Таблица 3.7
Масштабы периодичности осадконакопления
однородные по литологическому составу Доли см и целые Периодичность
элементы – слойки, слои
сантиметры
низшего порядка
(ритмичность)
целые
литологические
комплексы, Единицы,
десятки Периодичность
состоящие из сходного набора пород, метров
высшего порядка
залегающих
в
определенной
(цикличность)
последовательности
осадочные
формации
(сообщества Сотни и тысячи
осадочных образований, парагенетически метров
связанных
между
собой,
устойчиво
образующиеся в течение продолжительного
времени на значительной территории
Материальное выражение периодичности- это неоднократное и закономерно
сменяющее в разрезе сочетание слойков, слоев или осадочных комплексов; каждое
сочетание характеризуется подобием строения и литологически сходными наборами
пород, залегающих в определенной последовательности, и составляет ритм или цикл.
Периодичность низшего порядка
(ритмичность) является элементом
периодичности высшего порядка (цикличности). Периодичность высшего порядка
характеризуется тем, что родственные члены вышележащего цикла (слои, пласты), как и
цикл в целом, при всем их сходстве не являются полным повторением нижележащих.
Отдельные составляющие цикла могут варьировать по мощности, составу пород, а иногда
и выпадать из разреза. Периодичность высшего порядка может быть выражена десятками
и сотнями слоев при мощности циклов до сотен и тысяч метров.
Общая характеристика циклов, комплекс слагающих их пород зависят от
особенностей изменения и сочетания множества явлений и факторов, таких как
интенсивность и частота тектонических движений, рельеф, климат, вулканическая
деятельность,
глубина
водоемов,
физико-химическая
характеристика
вод,
термобарические условия, растительные и животные сообщества. Ритмы и циклы,
возникшие в тектонически активных областях, отличаются от одновозрастных циклов в
более спокойных регионах, циклы, сформировавшиеся в прибрежно-морских и
глубоководных условиях имеют существенные отличия и т.п.
Сразу после выделения циклического характера какой-либо осадочной
последовательности встает задача ее интерпретации. Периодичность осадконакопления –
является выражением общей периодичности геологических процессов – процессов
развития на Земле. Циклообразующие процессы (механизмы) подразделяют на две
группы:
- аутоциклические механизмы не зависят от внешних воздействий – включают
процессы миграции русел, раздвоения русел, миграция баров
71
- аллоциклические механизмы – появляются в результате изменений, внешних по
отношению к осадочному телу (поднятия, опускания, изменения климата или
эвстатические колебания уровня моря).
Примеры: сезонное чередование слоев в ленточных глинах: слой, обогащенный
песком отложился летом во время усиленного таяния ледника и обилия воды и слой,
обогащенный глинистым материалом отложился в зимний период. В засолоненных
лагунах и озерах благодаря изменению температуры и концентрации солей осаждаются
одни соли зимой, другие летом. Существуют изменения климата – годичные,
многолетние. Последние связаны с периодами изменения солнечной активности – 11,25,
35-летние, вековые, 200-300 лет и более значительные. Многолетняя периодичность в
ленточных глинах, отложениях солей коррелируется с циклами солнечной активности.
Периодичность в десятки тысяч лет устанавливается по составу ледниковых отложений,
свидетельствующих о нескольктх периодах оледенений в истории Земли. Периодичность
в десятки и сотни миллионов лет можно установить в чередовании угленосных (карбон,
девон, пермь, юра, мел, палеоген, неоген) и соленосных (кебрий, девон, пермь, юра, мел,
палеоген, неоген) эпох в истории Земли.
Периодичность высшего порядка регламентируется
в значительной мере
тектоническим фактором. Наиболее простым примером периодичности такого типа
является (терригенный) флиш.
В результате понижения области питания обломочным материалом происходит
накопление более тонкозернистого материала (алеврита, затем глин), при поднятии
области питания накапливаются песчаные осадки. Такие тектонические колебания
приводят к накоплению мощных флишевых циклических толщ. В териигенных флишевых
толщах наблюдается такая последовательность слоев (сверху вниз):
3. песчаник
2. алевролит
1. аргиллит
размыв
3. аргиллит
2. алевролит
1. песчаник
размыв
3. аргиллит
2. алевролит
1. песчаник и т.д.
Каждый элемент флиша имеет трехчленное строение, при этом снизу вверх
размер обломочных частиц уменьшается. Мощность элемента флиша варьирует от
десятков сантиметров до нескольких метров. Суммарная мощность флишевых формаций
достигает нескольких сотен метров и даже первых километров.
Угленосные циклы образуются следующим образом: на фоне медленного
регионального погружения земной коры происходят относительно кратковременные
движения - поднятия – которые приводят к регрессии моря. На возникшей суше при этом
происходят формирование речной сети и накопление аллювиальных осадков, но
преобладают эрозия и денудация. В прибрежной части водоема наоборот накапливаются
осадки причем более грубозернистые чем прежде. Таким образом, происходит общая
нивелировка местности с образованием лагун и болот. Последующее погружение
территории сопровождается трансгрессией моря.
72
В основании угленосного цикла залегает регрессивная серия отложений,
представленная в пределах суши аллювиальными отложениями, а в прибрежной части
моря – песчаными или алевритовыми образованиями, нередко с растительными
остатками. Выше следуют лагунные, а затем болотные отложения, представленные,
соответственно, глинистыми или алевритово-глинистыми осадками с обилием обугленной
растительной органики и пластами угля. Завершает цикл трансгрессивная серия, в нижней
части обычно сложенная глинистыми породами с остатками прибрежно-морской и
морской фауны, а выше – мергелями и известняками типично морского генезиса. Все эти
отложения слагают осадочный цикл.
В дальнейшем на фоне продолжающегося
регионального погружения вновь проявляются кратковременные восходящие движения,
дающие начало новому циклу и т.д. Серия циклов, последовательно сменяющих друг
друга, объединяется в угленосную формацию.
Изменение климатических и других условий приводит к возникновению циклов
иного литологического состава и строения. Например, в разрезе ангидритовой толщи
(кунгурский ярус нижней перми), вскрытой Биикжальской сверхглубокой скважиной
(Прикаспийская впадина), наблюдается семь циклов, представленных закономерным
чередованием пластов ангидрита мощностью 5-20 м с менее мощными (2-7 м) пластами
доломита и глин. Суммарная мощность цикла варьирует в пределах 9-23 м.
В целом мощности осадочных циклов варьируют от единиц до десятков и сотен
метров, а продолжительность их формирования составляет десятки и сотни тысяч лет. В
строении цикла могут участвовать десятки и даже сотни слоев.
Н.М.Страховым в послерифейских отложениях выделена периодичность
продолжительностью 40-60 млн. лет. За геологическое время от кембрия до наших дней
он выделяет 12-13 осадочных макроциклов, которые связывает с орогеническими фазами.
Полный макроцикл охватывает связанные с орогенезом трансгрессию океана,
стабилизацию режима, регрессию и вновь стабилизацию. Такая периодичность
накопления соадков подтверждается в фанерозойских отложениях Русской платформы.
Периодичность осадконакопления самого высшего порядка отмечена
Л.В.Пустоваловым в фанерозойских отложениях (1940г). По его представлениям периоды
осадконакопления длительностью 150-200 млн.лет
разделяются крупнейшими
тектоническими фазами – каледонской, герцинской и альпийской. Периодичность этого
типа выражена менее четко и это отражает общую закономерность периодичности – чем
выше ее порядок, тем слабее она проявляется. Одной из основных причин этой
закономерности является эволюция процесса осадконакопления.
Эволюция осадконакопления.
В ходе геологической истории Земли формирование осадочных горных пород
происходило в условиях постепенного, планетарного изменения состава атмосферы,
температуры, давления, газового режима и солености вод бассейнов, тектонической
обстановки, форм и интенсивности органической жизни. Все это приводило к тому, что и
состав осадочных пород и распространенность их различных типов существенно
изменялись в течение геологической истории Земли. Поэтому автоматически переносить
условия образования современных осадков на древние отложения нельзя. Нужно по
возможности восстанавливать те условия, которые существовали во время образования
древних толщ. Л.А. Яншин (1983) указывает, что при рассмотрении вопросов эволюции
осадкообразования, необходимо абстрагироваться от генетического и геодинамического
принципов. Это очевидно, так как в истории эволюции Земли существенно изменялись
динамические и генетические условия осадкообразования. В связи с этим Л.А. Яншин
критикует утверждение Дж. Геттона – “настоящее – есть ключь к прошлому” и
73
дальнейшее развитие этого утверждения в труде Ч. Лайеля “Основные начала
геологии”(1832) – “на земной поверхности и в земной коре всегда протекали только те
геологические процессы, которые происходят в современную эпоху, причем с той же
интенсивностью, с которой они происходят сейчас”. Этот принцип исследования получил
название принципа униформизма, или актуализма, который широко использовался при
геологических исследованиях до середины ХХ века. На основе его применения делались
крупные обобщения и ошибки. В настоящее время уже стало очевидным, что принцип
актуализма противоречит фактам и несовместим с философскими представлениями
диалектического материализма. Впервые об этом заявил Л.В. Пустовалов на 1
Всесоюзном литологическом совещании в 1952 году и призвал к необходимости изучения
эволюционных процессов в осадочном породообразовании.
Н.М. Страхов (1954) отметил, “…Актуальной задачей современной литологии
следует считать отнюдь не принципиальное утверждение наличия необратимой эволюции
осадочного процесса – это уже пройденный этап развития науки, а раскрытие конкретных
черт этой эволюции, показ ее на деле. Сделать это можно лишь конкретным, детальным,
фактическим сопоставлением современного и древнего осадкообразования.”
Л.А. Яншин подчеркивает, что если при выделении формаций принимаются
какие-либо исходные палеогеографические, ландшафтные или палеотектонические
условия их образования, то как бы заранее принимается неизменность их в течение
длительных отрезков геологической истории.
В геологическом прошлом обстановки седиментогенеза и типы литогенеза
существенно отличались от современных, что необходимо учитывать при формационном
анализе. В строении осадочных толщ и в вещественном составе пород происходили
существенные изменения в ходе геологической истории. Эта проблема в настоящее время
получила название «эволюция осадконакопления». Практически она связана с тем, что во
времени образование одних осадков постепенно затухает, а вместо них из родственных
компонентов возникают другие, отличающиеся своими физико-химическими и
минералогическими признаками. Эти изменения обусловлены всем ходом развития Земли
и связаны с эволюцией ее осадочных оболочек – атмосферы, гидросферы, литосферы и
биосферы.
Эволюция осадочных оболочек Земли
1. Изменение содержания СО2 и кислорода. Первичная атмосфера Земли
отличалась от современной, прежде всего, высоким содержанием углекислоты – 97% и
почти полным отсутствием кислорода. В дальнейшем последующее изменение количества
углекислого газа в атмосфере Земли объясняется переходом его в связанное состояние. Он
входит в состав карбонатов, а входящие в его состав углерод является важным
компонентом нефти, каменных углей и др. Изменение концентрации углекислоты в
атфосфере влияет на климат, биохимические процессы, а также на химизм и общих ход
осадконакопления. С появлением жизни стал накапливаться кислород, образовываться
озоновый слой, стали протекать окислительные процессы, что также влияет на ход
осадконакопления.
2. Соленость природных вод в среднем в Мировом океане составляет сейчас
3,5%. Максимумы солености наблюдаются в зонах, тяготеющих к приэкваториальным
засушливым областям континентов. Воды речных и большинства озерных водоемов
имеют существенно меньшую соленость. Повышенной соленостью выделяются
находящиеся в областях жаркого засцушливого климата некоторые озера, лагуны и
заливы. В прибрежных зонах морей в местах впадения рек соленость ниже (в Финском
заливе Балтийского моря соленость воды 0,1-2%). Возникает вопрос, насколько
74
постоянны минерализация и солевой состав природных вод во времени. Считается, что
первоначально воды были сильно кислыми. В них присутствовали анионы Cl, F, HCO3,
BO3, H2S. Постепенно при взаимодействии с горными породами воды Мирового океана
пополнялись катионами Na, K, Ca, Mg. Постепенно к началу фанерозоя за сет понижения
содержания углекислоты реакция вод становилась щелочной. Не сиключено, что в
периоды оледенений, когда уровень Мирового океана мог понижаться на 100-150 м (в
результате образования ледников на континентах), соленость вод была несколько выше,
чем в настоящее время.
3. Продукты разрушения литосферы. Литосфера является одним из основных
источников осадочного материала и от того что она будет поставлять в бассейн
седиментации в значительной мере зависят состав и облик будущей осадочной породы.
Несомненно, продукты разрушения литосферы в течение геологического времени
существенно изменялись. Первоначально главным источником осадочного материала
являлись интрузивные и эффузивные горные породы, а также продукты вулканической
деятельности и химических реакций. Постепенно, по мере развития литосферы среди
источников сноса появляются обломочные и хемогенные осадочные, метаморфические и
биогенные осадочные породы. Появление новых источников сноса, смешивание
материала на путях переноса, усложнение его состава, осадочная дифференциация,
созревание и неоднократное переотложение являются важными факторами эволюции
осадконакопления. Главная тенденция развития питающих провинций заключается в
сокращении площади выхода основных эффузивов (базальтов) и увеличении площади
осадочных пород. В связи с этим геохронологические тенденции изменения химического
состава выражаются в уменьшении от этапа к этапу содержаний Na, Mg, Fe и Al и более
сложное поведение Ca (уменьшение содержания до среднего протерозоя, а затем
возрастание) и K (увеличение содержания до нижнего палеозоя, а затем снижение). Эти
глобальные геохимические тенденции влияли на эволюцию состава осадков и
химического состава вод Мирового океана. Роль древних осадочных пород как источника
осадочного материала для молодых отложений возрастала в ходе времени, а значение
эффузивов и гранитоидов постепенно снижалось на фанерозойском этапе.
В интервале 2000-1000 млн. лет на больших площадях формировались габброанортозитовые пояса и расслоенные интрузии основных пород.
4. Биосфера. Органический мир постепенно развивался, что знаменовалось
появлением все более высокоорганизованных организмов. Вместе с развитием
органического мира биосфера охватывала новые пространства – прибрежные зоны морей,
пелагиаль, поверхность прибрежной, а затем и внутриконтинентальной суши, внутренние
водоемы, атмосферу и литосферу. Организмы в биосфере распространены весьма
неравномерно. Они обитают преимущественно в верхнем этаже гидросферы (примерно до
глубины 100 м), на поверхности суши и в почве. При этом в пустынях и областях
оледенения материков органическая жизнь угнетена и обеднена.
Продукты жизнедеятельности организмов представляют собой минеральные
скелетные остатки и органическое вещество, являющееся важными составными частями
осадочных пород. Количество производимой организмами биомассы в течение
геологической истории Земли существенно колебалось, но в целом постепенно
возрастало. В настоящее время органическая продукция мирового океана составляет
8,9*1011 т/год или около 2,5 кг на каждый квадратный метр его поверхности, а
растительности суши – 2*1010 т/год. По мере эволюции жизни менялись и продукты
жизнедеятельности, накапливающиеся в осадках. Биогенный осадочный материал
обусловил появление и эволюцию каустобиолитов, биогенных карбонатных, кремнистых
и других групп пород.
75
5. Содержание главнейших элементов в литосфере со временем неуклонно
менялось вместе с эволюцией наружных геосфер Земли. Отмечается существенное
повышение роли трехвалентного железа, кальция и калия и понижение содержания
двухвалентного железа и натрия. Роль трехвалентного железа повысилась за счет
окисления двухвалентного, натрий выносился в гидросферу. Калий переходил в осадок
при образовании гидрослюд, а кальций после ощелачивания вод.
Таблица 3.8
Средний химический состав в % осадочных пород крупных стратиграфических
комплексов (по А.Энгелю).
Химические
компоненты
SiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MgO
CaO
Na2O
K2O
криптозой
Нижний докембрий
3,2-2,5 млрд. лет
66,0
14,5
1,4
3,9
2,2
2,8
3,0
1,4
Средний докембрий
2,5-1,8 млрд.лет
62,2
14,1
1,7
2,9
2,3
3,1
2,8
2,6
Фанерозой
0,6-0 млрд.лет
58,8
13,6
3,5
2,1
2,7
6,0
1,2
2,9
Определенную роль в эволюции осадконакопления играли такие факторы, как
радиоактивный распад, сопровождающийся выделением тепла; постепенное охлаждение
внешних геосфер планеты, изменение положения земных полюсов и т.п.
Эволюция некоторых типов осадочных пород
Карбонатные осадочные породы известны в земной коре начиная с архейского
времени. Согласно существующим представлениям самые ранние карбонатные породы
состояли из доломита. В протерозойско-рифейский этап карбонатные породы развиваются
шире, причем наряду с хемогенными доломитами появляются биогенные водорослевые
известняки и доломиты. Позднее, уже в начале кембрия доломиты постепенно уступают
позиции известнякам и все более тяготеют к областям аридного литогенеза. Известковые
(кальцитовые) осадки, наоборот развиваются шире в областях как гумидного так и
аридного климата. Начиная с мезозойской эры биогенные известняки образуются не
только в мелководной прибрежной зоне морей, но и в глубоководной за счет широкого
распространения планктонных организмов, строящих свои скелеты из кальцита
(фораминиферы, кокколитофориды) и др.). Таким образом, эволюция карбонатных пород
проявляется в эволюции органического мира и формировании последнего. Начиная с
докембрия содержание магния в карбонатных породах постепенно убывает, а количество
кальция, наоборот, возрастает. Эволюция карбонатных формаций просматривается в
эволюции органического мира и формировании последовательного возрастного ряда
известняков – строматолитовых, археоциатовых, коралловых и мшанковых, писчего мела
и современных глобигериновых. Причем, до начала кембрия в составе карбонатных
отложений преобладали доломиты над известняками. В рифее в некоторых случаях было
возможным отлагаться магнезиту, а доломит оставался морским осадком вплоть до триаса
и позже ушел в соленосные бассейны и в “подполье” диагенеза.
Эволюция железистых образований. В древнейшие этапы геологического
развития среди железистых осадочных образований по крайней мере в течение первых 3-
76
3,5 млрд.лет, резко преобладали джеспилиты (железистые кварциты). Они представляют
собой тонкослоистые породы, состоящие из чередующихся слойков до 2-3 см кварц
магнетитового или кварц-гематитового состава с примесью хлорита, серицита, роговой
обманки, биотита. Осадконакопление происходило в пелагической области. Лишь в конце
рифея-начале палеозоя образование джеспилитов прекращается. В начале протерозоя
вместе с джеспилитами получили распространение вулканогенно-осадочные железистые
отложения, которые, постепенно убывая, прослеживаются до середины палеозоя. В начале
рифея появляются глауконитовые песчаники, роль которых постепенно возрастает вплоть
до настоящего времени. Со второй половины рифея в разрезе появляются оолитовые
гидрогетит-шамозитовые руды, которые известны и в современных бассейнах. Повидимому, одновременно с вышеописанными образованиями появляются железистые
окисные озерные отложения и руды коры выветривания. В целом эволюция железистых
образований идет в направлении повышения роли трехвалентного железа и количества
воды в железистых минералах. Кроме того, в процессе эволюции железистые накопления
из типично морских превратились в прибрежные и континентальные, что связано с
постепенным повышением рН вод, способствующих выпадению железистых соединений
в осадок на ранних этапах литогенеза, вследствие чего вынос в море растворенных
соединений железа ограничивается. Формация железистых кварцитов позднего архея и
раннего протерозоя отсутствует в образованиях раннего архея и неогея. Начиная с рифея и
в палеозое формируются геосинклинальные формации с оолитовыми и пизолитовыми
гетит-хлоритовыми железными рудами, содержащими медь, цинк, свинец и кобальт.
Начиная с мезозоя формируются платформенные формации с мощными залежами
мелкоолитовых железных руд в прибрежных частях морских бассейнов, осадках дельт,
эстуариев и речных русел. В этих рудах отсутствуют примеси цветных металлов.
Эволюция каустобиолитов. На заре геологической истории в первую половину
протерозойской эры, когда жизнь только зарождалась, осадки практически не содержали
органического вещества. Позднее, во вторую половину протерозоя, вместе с глинистыми
морскими осадками стал накапливаться планктонный органический материал, роль
которого постепенно возрастала; таким образом, возникали условия для формирования
горючих сланцев. С развитием придонных организмов отмершая их органическая часть
вместе с планктоном принимает все большее участие в формировании осадка, способствуя
широкому распространению горючих сланцев и повышению в них доли органического
вещества. В палеозойскую эпоху, когда растительность стала буйно развиваться на суше,
создались условия для накопления осадка, более чем на половину состоящего из
органического вещества; аналогичные осадки стали возникать и в прибрежно-морских
заболоченных участках. Количественные изменения соотношений глинистой и
органической частей осадка привели к качественной – наряду с горючими сланцами стали
образовываться угли.
Показательным примером взаимосвязи геологических процессов на Земле
является зависимость масс карбонатонакопления, органического углерода от
интенсивности вулканической деятельности, которая в свою очередь зависит от режима
колебательных движений континентов, являющегося следствием определенных
глубинных процессов Земли. Мощное карбонатонакопление, отложение органического
углерода приурочено к срединным стадиям тектонических циклов (O, D3 –C1, K) и
сопряжено с интенсивным вулканизмом и выносом огромных масс глубинной
углекислоты. Сокращение вулканической деятельности и выноса углекислоты характерно
для начальных и заключительных стадий тектонических циклов (Є, S-D1, P2-T2, Pg1-N2),
что фиксируется в многократном уменьшении карбонатных осадков и органического
вещества.
77
Мощные молассовые формации появились только в рифейское время и
свидетельствуют о мощных горообразовательных процессах, проходивших в соседних
территориях. Причем, мощность молассовых отложений и размеры валунов в
грубообломочных фациях увеличиваются с приближением к неоген-четвертичному
орогенному этапу. В разрезах щитов и древних платформ протерозойские конгломераты
образуют незначительные по мощности пачки, невыдежаные по простиранию,
имеют
мономиктовый, либо олигомиктовый состав, сформировавшиеся как базальные слои в
основании трансгрессивных серий морских осадков. К ним относятся золотоносные
конгломераты Витватерсранда, Бразилии и других районов.
Эволюция флишевых формаций проявляется в составе обломочного материала.
Так например, в древних (рифейских) флишевых толщах в песчаных прослоях
преобладают кварц, полевые шпаты, дистен, силлиманит, рутил, турмалин, а в
карбоновом флише западного склона Урала преобладает обломочный материал
вулканогенного происхождения.
Эволюция песчаных формаций миогеосинклиналей заключается в формировании
мономиктовых кварцевых песчаников в рифее, а в палеозойских и мезозойских
миогеосинклиналях образуются полимиктовые песчаные формации, за счет размыва
местных внутригеосинклинальных поднятий, сложенных вулканогенными породами.
Осадочные фации и формации
Фации и литолого-фациальный анализ.
Толщи осадочных пород могут формироваться на значительной площади, при
этом можно видеть, как в пределах одновозрастных толщ или даже горизонтов
происходит изменение различных параметров: состава пород, как по простиранию толщи,
так и от ее подошвы к кровле; мощности толщи в разрезе и др. Закономерное чередование
комплексов пород позволяет судить о периодической смене условий осадконакопления и
общем направлении изменения этих условий в различные периоды. Обстановка
осадконакопления определяет петрографический тип осадочной породы и заключенные в
ней органические остатки. Для обозначения одновозрастных однородных осадков был
предложен термин “фация”, впервые введенный в геологическую науку в 1838 году А.
Гресли. По определению А. Гресли под фацией понимался осадок, характеризующийся на
всем его протяжении одинаковым петрографическим составом и заключающий в себе
одинаковую фауну и флору.
Большинство исследователей понимают фацию как единство типа пород и
обстановки ее
образования. Наиболее емким и кратким является определение,
предложенное Н.В.Логвиненко "Фация - это обстановка осадконакопления, современная
или древняя, овеществленная в осадке или породе".
Под физико-географическими условиями (обстановкой) понимаются все условия
и характер среды осадкообразования, например: субаэральная или субаквальная среда;
приуроченность к тем или иным геоморфологическим элементам суши; характер бассейна
(озеро, лагуна, море) и вероятная его глубина; положение в определенной части бассейна
(прибрежной, на открытом шельфе, батиальной, в застойной зоне и т.д.); удаленность от
береговой линии; динамика среды; условия жизни и захоронения организмов и т.д.
Условия осадконакопления определяются рельефом, климатом, тектоникой и
особенностями развития жизни на Земле в данный период. Раздел геологии,
рассматривающий физико-географические обстановки осадконакопления, называется
учением о фациях, а способы реконструкции этих обстановок для прошлых периодов в
истории Земли называются фациальным анализом.
78
При фациальном анализе широко применяется метод актуализма. Это метод
научного познания геологической истории Земли, реконструкции процессов и обстановок
прошлого путем использования закономерностей, выявленных при изучении современных
геологических процессов. Наиболее применим и эффективен актуалистический метод в
области осадконакопления. Поэтому, чем полнее изучены современные отложения того
или иного генезиса, тем детальнее могут быть установлены их ископаемые аналоги. При
этом как в современных осадках, так и в древних породах сохраняются некоторые
наиболее устойчивые первоначальные признаки, которые не изменились в течение
длительного геологического времени. Метод актуализма применяется вместе со
сравнительно-историческим методом, который рассматривает изменения во времени
характера и результатов процессов, происходящих на Земле в разные эпохи.
Основой для выделения фаций является изучение горных пород и ископаемых
организмов, поэтому выделяется два направления: литолого-фациальный анализ и
биофациальный анализ.
Литолого-фациальный анализ опирается на определение фаций по
вещественному составу и по структурным и текстурным признакам пород.
Генетическое значение состава пород. М и н е р а л ь н ы й с о с т а в
имеет значение для определения источников питания исследуемого бассейна обломочным
материалом и их изменения во времени. Так, описание формы, состава, распределения и
условий залегания галек в песчаных породах позволяет решать вопросы об источниках
приноса галек, о глубине размыва, направлении течений и пр. Широко используется для
тех же целей состав породообразующей части песчаников. Если в них присутствуют
обломки пород, то последние уже характеризуют состав материнских пород, а при их
отсутствии рассматриваются ассоциации минералов - как породообразующих, так и
акцессорных.
Обилие в тяжелой фракции апатита, циркона, рутила, роговых обманок, а в
легкой - калиевых полевых шпатов и кварца свидетельствует о размыве гранитоидов.
Ассоциация магнетита, титаномагнетита, сфена, основных плагиоклазов, амфиболов и
пироксенов характерна для основных и ультраосновных пород. В то же время наличие
основных плагиоклазов, амфиболов и пироксенов позволяет предполагать относительно
недалекий перенос и аридный климат в пределах области питания, поскольку эти
минералы легко истираются при механическом переносе и быстро разрушаются при
выветривании в условиях гумидного климата.
Развитие дистена, ставролита, силлиманита, гранатов, андалузита при
значительном содержании в легкой фракции кварца с волнистым и мозаичным погасанием
указывает на размыв метаморфических комплексов. Общая бедность минералами
тяжелой фракции, наличие кремней, кварцитов говорит о развитии в области сноса
осадочных пород.
Ц е м е н т
осадочных пород может дать указание на условия
осадкообразования, если он формировался в седиментогенезе или раннюю
диагенетическую стадию. Обильный известковый цемент с остатками раковин указывает
на теплый или жаркий климат. О засушливых условиях свидетельствует базальный
гипсовый цемент. Присутствие в цементе гематита в порах или в виде "рубашек" вокруг
обломочных зерен говорит о теплом (или жарком) и засушливом климате. Глауконитовый
цемент так же, как и фосфатный, свидетельствует о морских условиях осадконакопления.
Обильный глинистый цемент говорит о таких условиях накопления, при которых
глинистый материал не отделялся от более крупных частиц. Это может иметь место в
коллювии, пролювии, моренах, в отложениях суспензионных (мутьевых) течений.
79
Каолинитовый цемент в сочетании с кварцевым составом обломочных зерен указывает на
то, что размыву подвергались продукты коры выветривания.
Небольшой объем цемента указывает на неподвижную среду, и наоборот
большое количество цемента свидетельствует о спокойной обстановке водного бассейна.
Туфогенный цемент свидетельствует об одновременной осадконакоплению
вулканической деятельности. При этом нужно иметь в виду, что вулканический пепел
может переноситься по воздуху очень далеко - на сотни километров от центров
извержений. Иногда продукты вулканической деятельности превращаются в осадке в
цеолиты и дают цеолитовый цемент.
Ц в е т осадочных пород имеет определенное генетическое значение. Окраска
осадочной породы может быть вызвана присутствием в ней тонкорассеянного
пигментирующего вещества или скоплением большого количества зерен интенсивно
окрашенных минералов. Возможно сочетание двух этих факторов.
Черный цвет зависит от присутствия органического вещества как битуминозного,
так и углистого. Наличие последнего указывает на влажный климат, обилие
растительности. Черную окраску обломочным породам придают также скопления черных
минералов (магнетита, ильменита, титаномагнетита), которые накапливались в пляжевых
отложениях в результате естественного шлихования.
Бурый цвет обусловлен присутствием гидроокислов железа, образующихся в
прибрежно-морских или озерных пресноводных отложениях. В красноцветных толщах,
как уже говорилось выше, окраска обусловлена присутствием гематита, указывающего на
жаркий засушливый климат.
Зеленый цвет обломочных пород обусловлен скоплениями зерен глауконита и
хлорита, что указывает на морской генезис этих отложений. Бледно-зеленые (блеклые)
тона придают породе закисные соединения железа, характерные для болотных условий.
Генетическое значение структуры пород. Структура осадочных пород строение, определяемое размером, формой, ориентировкой частиц и степенью
кристалличности вещества.
Гранулометрический состав, характер окатанности, сортировки и изменения
крупности зерен зависят от динамики среды отложения. Чем она активнее, тем более
крупные обломки переносятся и откладываются. Если в обломках сохранились
неустойчивые к разрушению минералы – это говорит о близком источнике сноса и о
коротком промежутке времени переноса. Наоборот, наличие в обломочной части только
устойчивых минералов свидетельствует о длительном переносе.
Увеличение в осадке песчаной фракции, медианного размера зерен и уменьшение
глинистой фракции свидетельствует о повышении динамики среды седиментации, т.е.
увеличении скоростей водных потоков, в то время как противоположные характеристики
указывают на уменьшение энергетических уровней среды. Поэтому осадки и
образованные из них породы вблизи берегов более грубозернистые, чем в центральных
частях водоема. Грубозернистый состав отмечается также в полосе течений и в зоне более
активного волнения на отдельных поднятиях в рельефе дна.
По структуре обломочной части можно косвенно судить о рельефе областей
питания. Чем он выше, тем более грубозернистый материал образуется и тем его больше.
Вообще, наличие грубообломочных пород говорит о резкой расчлененности рельефа.
Степень окатанности зерен прямо зависит от длительности переноса, поэтому
изучение окатанности дает соответствующий дополнительный материал к выделению и
характеристике отдельных фаций. Форма обломков зависит от исходной породы и формы
переноса обломков. Например, морская галька от речной отличается уплощенной формой,
а ледниковая угловато-окатанная (в форме утюга). По расположению обломков и их
80
ориентировке в породе можно судить о направлении движения обломочного материала и
установить направления русел древних рек, береговую линию палеоморя.
Отсортированность отложений зависит от средств переноса и отложения
(воздушный или водный) и характера ее движения. Эоловые образования отличаются
обычно высокой степенью отсортированности. Осадки, отложенные при колебательных
движениях водной среды, в связи с неоднократным взмучиванием и переотложением,
характеризуются значительно лучшей отсортированностью по сравнению с осадками,
отложенными при поступательном движении воды. Отсутствие сортировки, т.е.
присутствие обломков разного размера – признак быстрых перемещений на небольшие
расстояния, что характерно для образования морен, осыпей, глубоководных брекчий.
Однако только на основании структурных признаков нельзя однозначно решить
вопрос о генезисе отложений. В общем случае на структурные признаки обломочного
материала влияют: средства переноса (лед, вода, ветер); дальность переноса; скорость
потока; нагруженность его обломочным материалом; размер и форма обломков,
поступающих в пути переноса; механические свойства переносимого материала; скорость
потери транспортирующей средой живой силы; длительность переработки осадка до его
окончательного захоронения; форма переноса (во взвеси или волочением); степень
разнозернистости исходного материала.
Таким образом, структурные признаки с той или иной степенью достоверности
определяют только динамику среды осаждения. Эта динамика может быть одинакова в
разных фациях (пляжи моря и крупного пресноводного озера); в разных фациях могут
быть одинаковые формы движения воды (реки и морские течения); в пределах одной
группы фации или даже одной фации могут быть движения разного типа или разной
интенсивности (в русловых фациях характер движения воды и его интенсивность
различны в стрежневой зоне и у берегов). В связи с этим структурные особенности
отложений самостоятельно обычно не рассматриваются, но в комплексе с другими
данными играют большую роль в фациальном анализе.
Генетическое значение текстуры пород. Под текстурой понимают взаимное
расположение частиц, слагающих породу. Текстуры осадочных пород разнообразны и
образуются в разные стадии формирования пород.
К числу первичных текстур, возникающих на самых ранних стадиях образования
осадочных пород, относятся все явления слоистости. С л о и с т о с т ь выражается в
образовании отдельных слоев, которые достаточно четко обособляются друг от друга. Она
обуславливается ритмичными колебаниями интенсивности тех или иных факторов
седиментации, например, пульсации скорости придонных вод, уменьшением или
увеличением приноса обломочного материала.
В результате мелкой пульсации возникают слойки. Чаще всего наблюдается
чередование слойков двух типов, один из которых нередко характеризуется большей
толщиной и является основным.
Слоистость, наряду с гранулометрическим составом, часто является решающим
признаком тех или иных условий осадкообразования, т.к. она дает представление о силе,
направленности, постоянстве или изменчивости движения водной среды.
По размерам слоев выделяют макрослоистость (метровые размеры),
мезослоистость (сантиметровые) и микрослоистость (миллиметровые размеры и менее).
По морфологическим признакам различают горизонтальную, косую и волнистую
слоистость.
Различные формы горизонтальной слоистости образуются в спокойных условиях
в придонном слое и зависят от интенсивности поступления осадочного материала и его
гранулометрического состава. При наличии небольшого волнения, которое лишь в
81
сравнительно небольшой мере взмучивает и перерабатывает осадок, возникают
пологоволнистые и линзовидные текстуры.
Разновидностью горизонтальной слоистости является градационная, которая
определяется чередованием слоев обломочного материала, при этом наблюдается
уменьшение размера зерен снизу вверх в пределах слоя. Градационная слоистость
образуется при периодической деятельности временных и мутьевых потоков, она может
иметь масштаб от сантиметров или менее до нескольких метров.
При однонаправленном движении (течение в реке, море) образуется косая
слоистость, разнообразные формы которой по величине серий, характеру серийных швов,
направленности слойков в сериях и по характеру слойка, определяют особые условия
осадкообразования.
Волнистая
слоистость
характеризует
волнения,
т.е.
разнонаправленные движения воды, которые в зависимости от силы и величины волн
образуют разные формы слоистости, встречающиеся, главным образом, в прибрежноморских, заливных, реже - в пойменных отложениях.
Разновидностью волнистой слоистости является косоволнистая, обусловленная
беспорядочным движением воды Обычно это серии косых слоев с выпукло-вогнутыми
поверхностями, срезающие друг друга под разными углами. Этот вид слоистости
образуется чаще всего на мелководье, в заливах, лагунах, в озерах, береговых валах рек.
Наиболее характерными генетическими типами слоистости являются следующие:
Русловая - серии однонаправленных косых слойков, располагающихся этажно
друг над другом. Наклон слойков в одну сторону, углы наклона разные, в основном средние (около 300). Между отдельными сериями наклонных слойков могут быть следы
размыва или горизонтальная слоистость.
Потоковая - чередование серий косых и горизонтальных слоев. Косые серии
имеют наклон в одну сторону, углы наклона крутые.
Пойменная - чередование серий алевритовых слойков пологоволнистых или
косых изогнутых и глинистых - пологонаклонных или горизонтальных.
Прибрежно-морская - чередование косых серий слоев с различными углами
наклона в различные стороны. Углы наклона пологие и средние.
Различные нарушения слоистости могут свидетельствовать о небольших
подводных оползнях или о взмучивании еще не литифицированного осадка, либо могут
оказаться следами деятельности донных животных.
Д е ф о р м а ц и о н н ы е т е к с т у р ы образуются одновременно с
осадконакоплением или непосредственно после него в результате гравитационного
перемещения материала на палеосклонах. Для вязких, пропитанных водой глинистых
осадков достаточно небольших наклонов дна, чтобы возникло оползание. Эти явления
происходят на дне морей и озер. В результате перемещения материала осадочные
текстуры оказываются деформированными, слоистость нарушена или уничтожена.
Н е с л о и с т ы е
т е к с т у р ы (отсутствие
слоистости) также
характеризуют разные условия осадкообразования. Например, наличие массивной
текстуры песчаников говорит об однородных условиях, неменяющейся динамике среды.
Комковатая текстура в глинистых породах объясняется проникновением в осадок
многочисленных корней растений и интенсивной переработкой первичного субстрата.
Генетическое значение конкреций и других минеральных новообразований.
Конкреции - это стяжения минералов, образованные в результате осаждения из водного
раствора внутри вмещающей породы и отличающиеся от нее по составу. Конкреции,
являясь диагенетическими образованиями, дают указание не только на характер
диагенетических процессов, но и на некоторые черты условий отложения осадков, в
которых они заключены.
82
Диагенез в осадках происходит в каждом конкретном случае по-своему в
зависимости от состава иловых вод, компонентов осадков, количества и характера
органического вещества.
В глинистых осадках нормально м о р с к и х бассейнов, содержащих
органическое вещество, начальный этап диагенеза характеризуется щелочно окислительными условиями среды, в которой осаждаются оксиды и гидроксиды железа и
марганца. По мере погружения осадка в процессе разложения органического вещества и
жизнедеятельности бактерий происходит поглощение свободного кислорода иловых вод.
Израсходовав весь кислород, микроорганизмы начинают извлекать его из
кислородсодержащих соединений, т.е. идет восстановление окисных соединений железа,
марганца и др. элементов, а также сульфатов иловых вод. Взамен кислорода
накапливаются H2S, СО2 и др. газы. Среда из окислительной становится
восстановительной. Обилие Н2S приводит к образованию сульфидов железа - пирита - в
виде микроскопических кристаллов. Последние, вследствие изменчивости геохимической
обстановки (Еh, рН, концентрации иловых растворов) в разных частях осадка,
перераспределяются и образуют сгущения - конкреции .
В
п р и б р е ж н о - м о р с к и х
песчано-алевритовых, песчаных,
песчано-гравийных отложениях, где благодаря хорошей аэрации и окислению
органического вещества или изначальному его отсутствию, восстановительная обстановка
в диагенезе не возникает, сохраняются окисные и гидроокисные минералы.
В донных осадках м о р е й нормальной солености, содержащих незначительное
количество
органического
вещества,
условия
среды
изменяются
от
слабовосстановительных до слабоокислительных: разложение органического вещества
создает восстановительные условия, а частичный перемыв осадков течениями и
волнениями приводит к аэрации и появлению окислительной обстановки. В этих условиях
идет обычно образование глауконита, лептохлоритов и фосфатов.
В толщах п р е с н о в о д н ы х илов, благодаря низкому содержанию
сульфат-ионов ( в 300 раз меньше, чем в морских водах), концентрация Н2S
незначительная. Вместе с тем, при разложении гумусового органического вещества
образуется обилие углекислого газа. Все это приводит к тому, что в приповерхностных
диагенетических зонах образуются не сульфиды железа, а карбонаты железа - сидерит.
Особенно часто последний образуется в толще д е л ь т о в ы х осадков.
В к о н т и н е н т а л ь н ы х
у с л о в и я х
г у м и д н о й
з о н ы при избытке органического вещества в виде торфа, сапропеля или углистого
вещества возникает кислая среда, условия - от восстановительных до окислительных.
Здесь образуется каолинит.
Изучение остатков древних организмов и следов их жизнедеятельности
составляет основу биофациального анализа
К категории органических остатков могут быть отнесены следующие
образования: сохранившиеся в ископаемом состоянии собственно остатки (твердые части
организмов); прямые следы бывшего существования этих остатков (внутренние и
внешние ядра, отпечатки); следы жизнедеятельности (биотурбации, следы ползания,
зарывания); минеральные новообразования, связанные с жизнедеятельностью организмов
(строматолиты, онколиты, ризоконкреции, псевдоморфозы).
Для фациального анализа имеет значение количество и расположение
органических остатков относительно друг друга и по отношению к структурнотекстурным элементам вмещающих их отложений. Взаиморасположение органических
остатков может быть беспорядочным, субпараллельным, с различной степенью
проявления сортировки по размеру и форме.
83
По отношению к текстурно-структурным элементам отложений выделяются
скопления органических остатков, связанные с поверхностями наслоения, со всей массой
слоя, приуроченные к определенным гранулометрическим разновидностям пород.
Например, обломки толстостенных раковин в песчаниках в основаниях косых серий и
целые тонкостенные раковины в горизонтально-слоистых глинах и алевролитах
образовались в разных условиях.
Следует различать аллохтонные и автохтонные органические остатки.
Аллохтонные или переотложенные компоненты устанавливаются по наличию
механических повреждений и окатанности органических остатков. Автохтонные
органические остатки, т.е. захороненные на месте обитания
соответствующих
организмов, характеризуются целостностью захоронения скелетных остатков, хорошей
сохранностью деталей скульптуры и частей растений, отсутствием сортировки остатков
по размеру и форме, наблюдаемыми следами проникновения в субстрат (ходы, следы
корней) или прикрепления к нему.
Генетическое значение остатков фауны. Иногда простое определение состава
организмов позволяет сделать выводы об условиях осадконакопления. Многие
беспозвоночные являются характерными обитателями моря. Так, кораллы, замковые
брахиоподы, трилобиты, морские ежи и лилии, головоногие моллюски, многие рыбы
(например, акулы) являются исключительно морскими животными. Беззамковые
брахиоподы, многие гастроподы, некоторые пелециподы, остракоды, филлоподы
преимущественно обитали в бассейнах с нарушенным гидрологическим режимом (в
пресных и солоноватых водах). Иногда остатки таких организмов образуют скопления,
которые, в отличие от морских, характеризуются большим количеством экземпляров и
однообразием видового состава.
Ископаемые остатки бентосных организмов, особенно свободнолежащие и
прикрепленные ко дну, очень тесно связаны с местными условиями среды. Прикрепление
организмов к субстрату бывает самым разнообразным: это и особые органы мягкого тела,
и выросты-шипы, и непосредственное прикрепление цементацией. Если организмы с
двумя первыми типами прикрепления обитают в условиях относительно рыхлого грунта,
то прирастающие обитают на твердом грунте. Твердое же дно может характеризовать
береговую линию или области сильных донных течений, где осадки не отлагаются.
Важную роль в реконструкции донных условий играет характер скульптуры на
раковинах. Так, в обстановке активного волнения или сильных течений все бентосные
формы, обитающие на поверхности грунта, имеют толстые массивные раковины,
поскольку их труднее снести с места и раздробить. Этим же целям служат различные
якорные устройства, прикрепление цементацией, наличие грубой скульптуры. Последняя
в виде ребер и шипов сохраняет достаточную жесткость раковины при уменьшении
массы, а также увеличивает степень сцепления ее с грунтом и препятствует сносу. Для
донной фауны, обитающей в спокойной гидродинамической обстановке, все эти усилия не
нужны, и она отличается сравнительно меньшими размерами раковин, тонкой
скульптурой.
Характер среды оказывает влияние и на строение колониальных организмов. Так,
колонии кораллов, строматопороидей, мшанок в зоне волнений имеют уплощенную,
стелющуюся, караваеобразную и лепешковидную форму, а в спокойных водах ветвистую, столбчатую и т.д.
Наличие ползающих по дну организмов свидетельствует о нормальном газовом
режиме, т.е. присутствии в придонном слое кислорода, которым дышат эти организмы.
Многие пелециподы перемещаются по дну, зарывая в ил ногу. Следовательно, их
84
нахождение указывает на мягкий илистый грунт. Илистый рыхлый характер грунта
необходим также и для жизни зарывающихся животных.
Для выяснения форм переноса и условий отложения органических остатков
необходимо исследовать их форму, размеры, отсортированность. Крупные и тяжелые
остатки, несущие следы сортировки, свидетельствуют о значительной мощности
переносившего их течения, в то время как мелкие, легкие и пластинчатые, т.е. легко
транспортабельные, могли переноситься слабыми движениями воды и откладываться в
условиях почти полного покоя. Точно также крупные и несортированные обломки, да еще
хорошей сохранности, указывают на небольшие расстояния переноса; мелкие же и
отсортированные остатки могли переноситься более длительно.
Генетическое значение остатков флоры. Остатки растительного происхождения
встречаются в осадочных породах в четырех формах: в виде твердых горючих
ископаемых (горючие сланцы, угли); скопления остатков колониальных известковых
водорослей; скопления известковых и кремневых панцирей одноклеточных планктонных
водорослей; обугленных и литифицированных обрывков растительных тканей.
Генетическое значение этих четырех групп разное.
Г о р ю ч и е с л а н ц ы и с а п р о п е л , образованные остатками
простейших животных и низших растений (бактерий, грибов, водорослей), бывают как
континентального, так и морского происхождения. На континентах они образуются в
озерах, старицах рек, сильно обводненных болотах. В море они развиваются в лагунах и
бухтах, т.е. в береговой зоне, а так же и в относительно глубоководной и удаленной от
берега области при накоплении остатков планктонных организмов.
Ископаемые у г л и , образовавшиеся из болотной растительности, являются,
как правило, показателем влажного климата, хотя могли образоваться и в участках
устойчивого увлажнения при сухом климате.
К о л о н и а л ь н ы е
и з в е с т к о в ы е
в о д о р о с л и
являются донными морскими организмами. Поскольку водоросли - фотосинтезирующие
организмы, для жизни им нужен свет, а он не проникает на большие глубины. Поэтому
донные водоросли являются надежными показателями малых глубин. При средней
прозрачности воды сине-зеленые водоросли обитают на глубинах не более 20м, зеленые 50м и только багряные водоросли, которые могут использовать наиболее глубоко
проникающие в воду лучи, опускаются до глубины 150м. Другое важное обстоятельство,
на которое указывают водоросли, - это окислительная среда в воде и придонном слое, так
как водоросли в процессе фотосинтеза выделяют кислород. Наконец, водоросли резко
смягчают волнение и дают возможность обитать даже в мелководье организмам с
хрупкими тонкостенными раковинами.
Известны кремневые (диатомовые) и известковые (кокколитофориды)
п л а н к т о н н ы е в о д о р о с л и . Остатки первых встречаются как среди
морских, так и континентальных отложений, вторые исключительно морские организмы.
Будучи планктонными, микроскопические водоросли почти ничего не говорят о глубине
отложения заключающих их осадков.
О б у г л е н н ы е
и
л и т и ф и ц и р о в а н н ы е
р а с т и т е л ь н ы е
о с т а т к и широко распространены, главным образом,
среди континентальных, но иногда обильны среди морских прибрежных отложений.
Особенно они характерны для дельтового и лагунного комплексов. Хорошая сохранность
растений, особенно если сохраняются веточки с прикрепленными к ним листьями,
свидетельствует о незначительном переносе и об отложении в спокойной воде. Обломки
крупных стеблей и стволов встречаются в отложениях речных русел, береговых валов и в
других образованиях, связанных с подвижной средой.
85
Вертикальные остатки растений свидетельствуют о накоплении осадка на месте
произрастания растений. Иногда вертикальные стволы и стебли имеют высоту до
нескольких метров. Это говорит о значительной скорости осадконакопления:
вертикальный стебель был захоронен до его разложения.
Обрывки растений легко переносятся водой на большие расстояния. Поэтому они
могут в небольшом количестве попадать в самые разнообразные осадки, в том числе и в
морские глубоководные. В связи с этим единичные растительные остатки нельзя
использовать для суждения о генезисе заключающих их отложений.
Особо отмечаются остатки древесины, иссверленные ходами моллюсков и других
древоточцев. В подавляющем большинстве эти организмы морские. Поэтому такие
остатки свидетельствуют об отложении древесины в морских и прибрежных осадках
(например, береговых валах, барах).
Следы жизнедеятельности ископаемых организмов. Осадочные породы,
особенно терригенные алевролиты и песчаники, часто могут содержать свидетельства
жизнедеятельности организмов, называемые ихнофоссилиями или следами жизни. Эти
органические образования отличаются от настоящих организмов тем, что они не могут
перерабатываться или переоткладываться. Хотя биогенные текстуры отмечают
определенную сторону жизнедеятельности организма, например, условия обитания или
характер питания, особая их ценность для фациального анализа в том, что они
регистрируют осадочную обстановку, в которой обитали живые организмы. Ассоциации
таких ихнофоссилий являются очень хорошим показателем глубины бассейна,
токсичности придонных вод, близости береговой линии.
Организмы могут нарушить первичную осадочную текстуру, в частности,
изменить ранее возникшую слоистость или полностью ее уничтожить. Чаще всего это
связано с работой илоедов и зарывающихся в ил животных. Эти текстуры особенно
характерны для морских и связанных с ними отложений заливов и лагун. Такие текстуры
представлены ходами округлого поперечного сечения, прямыми, ветвистыми,
изгибающимися. Часто ходы проникают в породу на значительную глубину, иногда
видны короткие норки. Все ходы выполнены переработанным материалом вмещающей
породы (у илоедов), а норки - породой из вышележащего слоя. В некоторых из них
устанавливается последовательный характер заполнения. Между ходами может
сохраниться ненарушенная первичная слоистость осадка.
Кроме илоедов, первичная слоистость нарушается и многими другими
ползающими, плавающими у дна и зарывающимися в ил организмами, которые иногда так
сильно перемешивают осадок, что в нем не остается следов первоначальной слоистости.
Интенсивное воздействие роющих организмов, нарушающих первичную
текстуру, носит название б и о т у р б а ц и и . Следы жизнедеятельности организмов,
создающих биотурбационную текстуру, дают информацию об относительной скорости
седиментации. При уменьшении скорости осадконакопления обнажающиеся поверхности
раздела слоев подвергаются интенсивному воздействию роющих организмов. Так, быстро
накапливающиеся литоральные осадки содержат редкие следы ходов, по сравнению с
соседними, сильно биотурбированными осадками приливно-отливной отмели, которые
отлагались намного медленнее.
С жизнедеятельностью организмов связаны различные новообразования. К таким
образованиям относятся с т р о м а т о л и т ы
и
о н к о л и т ы , имеющие
водорослевое происхождение. Первые из них представляют собой прикрепленные
карбонатные наросты на дне водоема, имеющие выпуклую или неровную поверхность и
сложную внутреннюю слоистость. Онколиты образуют подвижные, свободно
86
перекатываемые тела, имеющие концентрическое строение и внешне напоминающие
конкреции.
Строматолитовые образования формируются за счет жизнедеятельности
нитевидных сине-зеленых водорослей и осаждения карбонатного вещества и имеют
мелководное происхождение. Поскольку образование трещин в слоистых водорослевых
скоплениях объясняется усыханием, глубина воды должна быть незначительной,
характерной для литоральной зоны. На произрастание водорослей не оказывают влияния
ни соленость, ни температура воды. Обычно они располагаются в зонах опреснения или
засолонения, или на участках с периодической сменой соленой и пресной воды, где не
могут жить животные или более высокоорганизованные водоросли.
Асимметричное строение, наблюдаемое у отдельных строматолитов, служит
индикатором палеотечения. Ориентировка строматолитов выпуклостью кверху также
служит надежным критерием для установления стратиграфической последовательности в
вертикальном разрезе или при перевернутом залегании слоев.
К минеральным образованиям относятся ризоконкреции и псевдоморфозы.
Р и з о к о н к р е ц и и представляют собой известковые, гипсово-известковые
конкреции, образующиеся вокруг корней или (реже) стебельков растений путем их
обрастания. Форма ризоконкреций (трубчатая, субцилиндрическая, субконическая) не
совпадает с формой растительных остатков и связана со специфическими корневыми
системами растений аридных областей.
П с е в д о м о р ф о з ы по корням и стеблям растений представляют собой
продукты замещения растительных остатков сидеритом или пиритом и характерны для
болотных отложений.
Большое значение в фациальном анализе придается изучению формы осадочных
тел, изменению мощности, взаимоотношению с окружающими образованиями, характеру
распространения по площади. Морфология осадочных тел связана с особенностями
накопления осадков в тех или иных условиях.
Фациальные контакты и переходы. Выявление фациальных переходов
обусловлено сложным сочетанием комплексов отложений, которые закономерно сменяют
друг друга в пространстве. Для фациального анализа имеет значение характер изменения
генетических типов в горизонтальном направлении (зоны выклинивания конкретных
осадочных тел) и в вертикальной последовательности. Между слоями пород различают
постепенный переход, отчетливый и резкий контакты и контакт размыва.
П о с т е п е н н ы й п е р е х о д от породы к породе (главным образом,
по гранулометрическому признаку) характеризует постепенное усиление или ослабление
динамики водной среды и таким образом дает представление об общей смене обстановки
осадконакопления на определенном отрезке времени. Иногда постепенный переход
выражается в чередовании слоев разного гранулометрического состава с постепенным
увеличением мощности слоев какой-либо однородной породы до сплошного ее развития.
О т ч е т л и в ы й к о н т а к т обычно разделяет два слоя, близких по
структуре (например, песчаник и алевролит), что обозначает быстрое изменение условий
осадконакопления, хотя само изменение и незначительно.
Р е з к и й к о н т а к т отмечается между слоями, сильно различающимися
по крупности зерна (например, песчаник и аргиллит), и указывает на быструю и резкую
смену условий.
К о н т а к т р а з м ы в а характеризуется неровной извилистой линией,
наличием галек, окатышей и других свидетельств срезания и переотложения
нижележащих пород.
В практике нефтегеологических работ возможности литологических и
87
палеоэкологических методов для фациального анализа ограничены. Известно, что выход
керна очень невелик, а в ряде скважин и вовсе отсутствует. Однако практически во всех
скважинах проводится широкий комплекс промыслово-геофизических исследований. По
некоторым из них, в частности, по данным электрокаротажа скважин, можно получить
информацию о гранулометрическом составе пород и проводить фациальную диагностику
осадочных образований. Теоретические и методологические положения нового
направления нефтяной геологии –электрометрии песчаных тел-коллекторов и глинистых
пород-экранов разработал В. С. Муромцев.
Для определения генезиса осадков по данным каротажа необходимо знание
изменения условий седиментации во времени для отложений каждой фации. Фации в
данном случае рассматриваются с позиций выявления механизма формирования
слагающих их осадков, в основу которого положен седиментологический фактор
изменения палеогидродинамики среды.
Всего было выделено пять гидродинамических уровней (режимов): очень
высокий, высокий, средний, низкий и очень низкий. Каждый из этих уровней
характеризуется рядом первоначальных признаков, отражающих динамическую
активность среды седиментации.
Для каждой фации имеются свои, только ей свойственные, сочетания
палеодинамических режимов седиментации. Смена палеогидродинамических уровней в
характерной
для
данной
фации
последовательности
носит
название
с е д и м е н т о л о г и ч е с к о й
м о д е л и ф а ц и и . Эти модели дают
возможность реконструировать палеогидродинамическую обстановку и определять
генезис осадков по электрокаротажным разрезам скважин.
Как известно, метод самопроизвольной поляризации (ПС) в условиях
терригенного разреза отражает литологические свойства пород (относи-тельную
глинистость и размеры обломочных частиц), что позволяет выявлять особенности среды
седиментации и оценивать коллекторские свойства пород. С целью исключения влияния
изменения химического состава буровых растворов и масштабов записи на характер
кривой ПС были использованы относительные значения ПС или Lпс.
Э л е к т р о м е т р и ч е с к а я м о д е л ь ф а ц и и – это отрезок
кривой ПС, отражающий литофизические свойства пород, обусловленные характерной
последовательностью смены палеогидродинамических уровней среды седиментации во
времени.
По физико-географическим условиям образования все фации объединяются в три
группы: морские, континентальные и переходные (лагунные или фации бассейнов с
ненормальной соленостью).
Группа морских фаций
Морские фации имеют наиболее широкое распространение. Они образуются в
воде нормальной солености и содержат разнообразные органические остатки. Морские
фации занимают обычно обширные площади, а разрез их характеризуется постоянством.
Отличительными особенностями морского комплекса фаций является относительное
постоянство их состава на обширной территории; обилие фауны; наличие хемогенных
образований, обусловленных газовым составом и температурой морской воды, солевым
режимом. На характер отложений влияют глубина бассейна седиментации, от которой
зависит освещенность, гидродинамический режим, температура воды, состав и количество
органических остатков; степень изолированности морского бассейна; рельеф дна бассейна
седиментации, влияющий на направление морских течений; физические свойства морской
среды – температура, давление, прозрачность, количество и разнообразие морских
организмов; климат, оказывающий влияние на температуру, соленость воды, развитие
88
органического мира, карбонатообразование, накопление угленосных, эвапоритовых или
кремнистых толщ.
По глубине бассейна седиментации морские фации подразделяются на
литоральные (прибрежно-морские), неритовые (шельфовые), батиальные (материкового
склона) и абиссальные (ложа мирового океана).
Прибрежно-морские фации. Прибрежная часть моря (зона отливов и приливов)
глубиной до 30 м, характеризуется непостоянным гидродинамическим режимом, обилием
света, кислорода, фауны и флоры, сложным рельефом дна. Здесь происходит интенсивное
накопление терригенного материала, поступающего в морской бассейн за счет
разрушения морских берегов волнами (абразии), в результате подводных размывов ранее
отложившихся на дне песчаных осадков. Однако наибольшее количество обломочного
материала выносят реки, представляющие собой основные транспортные артерии, по
которым терригенный материал поступает в области седиментации, т.е. в места своего
захоронения. Обломочный материал, выносимый пресными водами рек, попадает в
соленые морские воды, и на стыке двух сред - континентальной и морской - происходят
сложные процессы, приводящие к его аккумуляции в устьях рек в значительных
количествах. Другая часть терригенного материала, поступающего в прибрежную часть
моря, подхватывается течениями и разносится вдоль берега, а частично уносится в
прилегающую часть шельфа. Состав отложений – конгломераты, гравелиты, песчаники,
ракушечники. Характерна пологоволнистая, перекрестная слоистость, наличие
толстостенных раковин, знаков ряби, ходов илоедов, трещин усыхания.
В прибрежной части моря происходит формирование разнообразных песчаных
образований, которые слагают фации устьевых баров, фации пляжей, фации приморских
болот, фации барьерных островов и др.
Шельфовые фации
По условиям осадконакопления неритовая область подразделяется на две части мелководную и относительно глубоководную.
М е л к о в о д н ы е обстановки охватывают районы шельфа с глубиной 5070 м, реже до 100м. Для этих отложений характерны две особенности. Во-первых, на
открытых пространствах морей волнение распространяется практически до дна, в связи с
чем осадки часто взмучиваются и сортируются. При этом отмечаются следы перемыва
осадка. Поэтому в мелководных отложениях часто устанавливаются следы местных
перемывов и размывов. Активное перемешивание водной толщи ведет к ее насыщению
кислородом, поэтому геохимическая обстановка в придонном слое практически всегда
окислительная.
Второй особенностью мелководных обстановок является обилие и разнообразие
бентосных организмов. В связи с тем, что практически везде до дна проникает свет,
пышно развиваются водные растения, поставляющие в воду дополнительный кислород.
Высшие и одноклеточные водоросли обеспечивают обильное развитие разнообразного
животного бентоса - подвижного, лежащего на дне, прикрепляющегося и роющего.
Бентосные организмы часто являются породообразующими или в значительных
количествах встречаются в терригенных отложениях.
В мелководных условиях образуются мелкообломочные породы - песчаники и
алевролиты. Степень сортировки песчаников средняя - промежуточная между эоловыми
и пляжевыми с одной стороны, и речными, - с другой. Глины содержат примесь
алевритовых и песчаных частиц, по составу они гидрослюдистые и монтмориллонитовые.
Особо важную в практическом отношении группу мелководных образований
представляют органогенные постройки: биостромы, биогермы и рифы. Они образуются
при глубинах моря 20-70 м вдоль берегов, при отсутствии речного стока. Рифовые
89
обстановки характеризуются мелководностью, нормальной соленостью, высокой средней
температурой воды, ее прозрачностью, интенсивной гидродинамикой. Для рифов в целом
характерны: куполовидная форма массива, очень чистый карбонатный состав, частое
развитие органогенных структур с прижизненным положением органических остатков,
наличие обломочных известняков, массивное неслоистое строение и различные пятнистые
текстуры, отчетливая фациальная зональность, нередко интенсивное развитие процессов
перекристаллизации и доломитизации
Относительно г л у б о к о в о д н ы е о б с т а н о в к и располагаются
на внешнем краю шельфа от глубин 50-70 м и далее до материкового склона, т.е. в
среднем до глубины 130-200 м. В отличие от мелководной части шельфа, здесь
отсутствует постоянное волнение, и только во время отдельных, исключительно сильных,
штормов может происходить взмучивание и образование знаков ряби. Донные течения
также обычно не очень активны, а главное, пространственно ограничены. Поэтому
основной перенос материала и его распределение по площади происходит во взвешенном
состоянии в верхней, подверженной волнению, части водной толщи. Условия в
придонном слое отличаются значительным постоянством во времени и пространстве.
Органический мир относительно глубокого шельфа также специфичен, по
сравнению с мелководной его частью, и резко обеднен. Из донных организмов чаще
встречаются кремневые губки, морские ежи, одиночные, реже колониальные кораллы,
отдельные группы пелеципод, гастропод, мшанок. Раковины, даже при больших
размерах, тонкостенные, со слабой скульптурой. Зато возрастает количество остатков
нектонных и планктонных организмов - фораминифер, диатомей, радиолярий, рыб.
Спокойная гидродинамическая обстановка, способы поступления осадочного
материала и отсутствие илоедов обусловили особенности состава и строения отложений.
Среди них наиболее распространены тонкоотмученные глинистые осадки. Песчаноалевритовые осадки встречаются значительно реже и, главным образом, в зонах течений.
Среди других образований распространены пелитоморфные и микрозернистые
известняки, а в зонах холодного климата - кремнистые образования (диатомиты,
спонголиты, опоки).
Продольные и поперечные сечения глинистых образований пластообразновогнутые. Отложения фации относительно глубоководной части шельфа (открытого моря
и крупных заливов) занимают большие площади морского дна, исчисляемые сотнями и
тысячами квадратных километров и имеющие в плане самые разнообразные очертания.
Они представлены серыми, зеленовато-серыми монтмориллонитовыми и гидрослюдистомонтмориллонитовыми глинами. Содержание алевритовых пород не превышает 10 %.
Фации континентального склона (батиальной зоны). Эта зона по глубинам
подразделяется на умеренно глубоководную (до 500-700 м) и глубоководную (до 3000 м).
В умеренно глубоководной зоне преобладают глинистые отложения, реже встречаются
алевролиты и песчаники, форируются кремнистые и карбонатные породы, пластовые
фосфориты. Слоистость пород тонкая, субгоризонтальная. В глубоководной зоне
распространены глинистые, кремнистые, известковые илы, слоистость отсуствует, из
органических остатков присуствуют редкие радиолярии и фораминиферы.
Фации абиссальных глубин (более 3000 м). В этой зоне высокое давление, низкая
температура, мрак, которые влияют на газовый режим и химический состав воды. На
глубине 4500-5000 м проходит граница образования известняков. Рельеф сложный. Здесь
преобладают тонкозернистые осадки- современные красные глины и кремнистые илы.
Более крупнозернистый материал образуется оедко за счет обвалов склонов и мутьевых
потоков. Осадки часто обогащены сульфидами. Отмечаются области излияния
базальтовых лав.
90
Группа переходных фаций
Группа переходных фаций включает отложения, возникающие в переходной зоне
между сушей и морем или в бессточных котловинах внутри континентов. Характерной
особенностью лагунных фаций является их отложение в водоемах с ненормальной
соленостью. Повышенная или пониженная соленость воды в лагунах в значительной
степени сказывается на органическом мире. Характер органических остатков, а также
присутствие эвапоритов является решающим доказательством лагунного происхождения
отложений. Переходная группа фаций объединяет фации лагун, дельт и эстуариев,
прибрежных озер.
Дельтовый комплекс фаций. Дельта - это область отложения осадков, выносимых
рекой, расположенная в ее устье при впадении реки в море (или озеро). Образование
дельты обусловлено сочетанием двух основных факторов: выносом реками значительных
масс обломочного материала и его переработкой морскими волнениями и течениями. При
этом на характер дельты и ее отложений влияют рельеф дна водоема, тектонические
движения и климатическая обстановка.
Дельтовые отложения
формируются в различных условиях и сложены
разнообразными осадками - от континентальных до морских включительно. Тем не менее,
они представляют собой единое целое в генетическом отношении. В пределах дельтового
комплекса выделяются следующие палеогеографические зоны: зона нижнего течения реки
(аллювиальная равнина); надводная часть дельты; подводная часть дельты (авандельта),
которая подразделяется на подводную равнину и подводный склон; морское мелководье,
т.е. мелководная часть шельфа, на котором располагается дельта.
Лагунные фации – Мелкозернистые, горизонтальнослоистые осадки
формируются в условиях небольших глубин. В засолоненных бассейнах в условиях
жаркого сухого климата развиты гипс, ангидрит, соли, карбонаты; при влажном
умеренном климате формируются железо-марганцевые отложения и бокситы. В
застойных участках формируются сапропелиты.
Группа континентальных фаций
Образование континентальных фаций может происходить непосредственно на
поверхности суши (в воздушной среде) и в пресноводных водоемах – в долинах рек, на
дне озер, в зоне распространения ледников и других обстановках. Органические остатки
континентальных отложений обычно немногочисленны и принадлежат наземным
животным и растениям. Для континентальных отложений характерно разнообразие и
быстрая изменчивость в разрезе. Континентальное осадконакопление обладает рядом
особенностей:
1) характерна неустойчивость образующихся осадков, за накоплением часто
следует размыв; разные по составу континентальные отложения быстро сменяют друг
друга в горизонтальном направлении (на том же стратиграфическом уровне) и по
вертикали (вверх по разрезу);
2) осадконакопление на континентах тесно связано с рельефом, который
обуславливает большую пестроту и изменчивость отложений на коротких расстояниях;
3) континентальные отложения представлены, главным образом, обломочными и
глинистыми породами, хотя в аридном климате накапливаются и хемогенные осадки, но
их мощность меньше, чем обломочных;
4) для большинства континентальных отложений наблюдается тесная связь с
материнскими породами, особенно характерная для элювиальных образований;
5) в континентальных отложениях присутствуют, иногда в обилии, растительные
остатки;
91
6) в характере и распределении континентальных отложений находит отражение
климатическая зональность.
В группе континентальных фаций выделяют фации водных потоков, фации озер и
болот, фации ледников, фации пустынь.
Отложения водных потоков – терригенные осадки с косой слоистостью,
значительной изменчивостью, редкими остатками растений и животных. Это отложения
временных водных потоков, речных русел и паводков. Это элювиальные, пролювиальные,
коллювиальные и аллювиальные отложения.
Озерные отложения – характерна горизонтальная, тонкая слоистость,
преобладают пески и алевролиты. Хемогенные осадки представлены известняками и
бокситами и др. Фауна – пресноводные гастроподы и пелециподы. Отмечается богатая
прибрежная растительность.
Болотные фации – образуются на влажных равнинах с плохим дренажем и при
зарастании озер. Типичное образование – торф с прослоями глины, встречаются озерноболотные железные руды.
Ледниковые фации
представляют собой обломочные моренные и
флювиогляциальные отложения.
Фации пустынь – отложения глинистых и песчаных пустынь. Характерна
ветровая косая слоистость, хорошая окатанность обломков, знаки ветровой ряби; редкая
фауна - остатки наземных животных.
Таким образом, облик породы отражают условия ее образования.
По результатам фациального анализа составляют фациальные разрезы,
фациальные схемы и палеогеографические карты, которые используются в целях прогноза
распространения полезных ископаемых. Палеогеографические реконструкции позволяют
устанавливать причины тех или иных геологических процессов на Земле на разных этапах
ее развития. При построении литолого-фациальных и палеогеографических карт в
нефтяной
геологии
широко
используют
методы
промыслово-геофизических
исследований. Такие карты позволяют прогнозировать распространение пластов породколлекторов и пород-флюидоупоров, зоны фациальных замещений и выклинивания
отложений, т.е. выделять ловушки, благоприятные для накопления и сохранения залежей
углеводородов. Важное значение имеет фациальный анализ при прогнозе, поисках и
разведке неатиклинальных ловушек. В клиноформенном комплексе неокома и верхней
юры в Западно-Сибирском нефтегазоносном мегабассейне выявлены залежи нефти и газа.
Фации благоприятные для накопления органического вещества.
Геохимические фации.
Органическое вещество (ОВ), накапливаясь в определенных фациальных
обстановках, во многом определяет характер этих обстановок. По данным Н.Б.Вассоевича
в осадочной оболочке континентов и шельфовых зон захоронено 2,65 х 10 15 т
органического углерода. Органическое вещество находится в двух основных формах:
сапропелевое и гумусовое. Большая часть ОВ находится в рассеянной форме: Кларк
органического углерода (Сорг) в осадочных породах составляет 0,62 % при изменении от
0,1 в солевых породах до 0,9 в глинистых. Значительные количества Сорг находятся в
концетрированном виде: Гумусовая форма ОВ образует торф и уголь с содержанием Сорг
до 67 %, сапропелевая образует углеродистые породы (доманикиты, баженовиты и др.) со
средним содержанием Сорг 6 % и горючие сланцы со средней концентрацией Сорг 16,5%.
Именно сапропелевое ОВ является исходным продуктом для нефти.
92
Основной областью накопления гумусового ОВ в виде углей (первоначально
торфа) и углистых включений являются континентальные и переходные к морским фации.
Пластовые накопления торфа образуются в пресноводных или слабо
засолоненных лимнических фациях, а также пресноводных и солоноватоводных
прибрежно-морских озерах и болотах, формирующихся из лагун, лиманов и дельтовых
низменностях.
Сапропелевое ОВ накапливается в основной своей массе в морских фациях, где
имеется интенсивное развитие организмов, главным образом фитопланктона и есть
условия для его захоронения. Эти условия реализуются в относительно глубоководных от
100 до 1500 м) обстановках, либо на склонах подводных впадин. Спокойные условия
седиментации, отсутствие волнений и взмучивания обуславливает накопление глинистых
осадков с высоким содержанием ОВ.
Образование осадков происходит в разных геохимических фациях.
Геохимическая фация по Л.В.Пустовалову это часть земной поверхности, которая на всем
своем протяжении обладает одинаковыми физико-химическими условиями накопления и
формирования осадочных горных пород. Ископаемая геохимическая фация определяется
как пласт или серия пластов с одинаковой изначальной геохимической характеристикой.
Л.В.Пустоваловым выделены морские и континентальные геохимические фации, которые
подразделяются по ряду показателей: солености, окислительно-восстановительным
условиям и т.п. Наибольшее распространение получило выделение геохимических фаций
по окислительно-восстановительному потенциалу (Еh). Выделяют восстановительные
фации, характеризующиеся отрицательными значениями Еh, окислительные, с
положительными значениями Еh, и промежуточные. В которых занчение Еh близко к
нулю.
Восстановительные геохимические фации формируются при дефиците
свободного кислорода и избытке органического углерода. Наиболее распространенные
восстановительные геохимические фации – сероводородная или сульфидная, которой
железо находится в форме пирита и встречаются сульфиды меди, галенита, фалерита и
другие соединения, и сидеритовая, где железо входит в состав сидерита. Формирование
той или иной фации при общем отрицательном Еh обусловлено наличием или
отсутствием сероводорода, который образуется при восстановлении шестивалентной серы
из сульфат-иона сульфатредуцирующими бактериями.
При отсутствии ОВ формируются окислительные геохимические фации,
характерной чертой которых является наличие железа в виде гематита или лимонита, а
марганца в виде его окисных соединений. Такие геохимические фации характерны для
большинства континентальных образований, многих мелководных и прибрежно-морских
обстановок, где образуются красноцветные отложения.
В промежуточных геохимических фациях, где нет избытка ни кислорода ни ОВ
образуются такие минералы как шамозит и глауконит, содержащие в своем составе железо
как в окисной так и закисной форме. Учение о геохимических фациях широко
распространено при изучении осадочных полезных ископаемых.
Формирование
стратифицированных полиметаллических месторождений обусловлено наличием резко
восстановительных сульфидных геохимических фаций, марганцевых месторождений –
окислительных. Накопление ОВ и нефтеобразование возможно в восстановительных –
сероводородной и сидеритовой геохимических фациях.
Современные представления об осадочных формациях
Осадочные горные породы формируются в так называемых седиментационных
бассейнах, которые, в зависимости от условий своего развития, характеризуются
93
определенным набором отложений. Такие литолого-стратиграфические комплексы пород
получили название формаций. Термин “формация” введен в геологическую литературу в
1761 г. Х. Фюкселем для обозначения отложений, сходных по составу и положению в
разрезе. Американские геологи применяют этот термин для обозначения
стратиграфических комплексов. Отечественные геологи рассматривают формацию как
литолого-стратиграфическое понятие. Формация – это совокупность отложений,
парагенетически связанных между собой и выделяющихся среди других особенностями
состава, строения и мощности осадков. Каждая конкретная формация отражает
специфику осадконакопления в пределах определенной структурной зоны на тех или
иных этапах ее развития.
Существует несколько определений понятия "формация", отражающих
различный
(палеогеографический,
парагенетический,
литолого-фациальный,
геотектонический, фациально-циклический, литологический) подход к выделению и
классификации формаций. Наиболее
предпочтительным является определение,
разработанное В.Е.Хаиным, объединяющее два направления - палеогеографическое и
палеотектоническое: "Формации - крупные естественно обособленные комплексы
осадочных пород, связанных общностью условий образования и возникающих на
определенных стадиях развития основных структурных элементов земной коры ".
Формации отделяются друг от друга резкой сменой состава пород, перерывами,
несогласиями.
Основными признаками осадочных формаций являются: набор слагающих их
главных осадочных пород и их литологические особенности; характер переслаивания
этих пород в вертикальном разрезе и выдержанность литологического состава; форма тела
формации (площадь распространения, мощность); скорость осадконакопления; обстановка
осадконакопления; степень диагенетических, катагенетических и начальных
метаморфических изменений, отражающая тектонический режим (интенсивность
погружения, геотермический градиент).
Кроме того, принимаются во внимание второстепенные по значению в объеме
формации, но важные для определения условий ее образования компоненты:
литологические (например, угли); минералогические (например, глауконит);
преобладающая окраска (сероцветность, красноцветность, пестроцветность) и т.п.
Образование осадочных формаций определяется, прежде всего, тектоническим
режимом и климатическими условиями того или иного участка земной коры. Формации
разделяются по пространственной приуроченности на платформенные, геосинклинальные
и формации передовых прогибов и межгорных впадин. На платформах распространены
кварцево-песчаные, карбонатные, глауконито-фосфоритовые и другие. Мощность
платформенных формаций невелика.
В геосинклинальных областях развиты глинисто-сланцевые, флишевые,
граувакковые, карбонатные и другие. Геосинклинальные формации характеризуются
линейной морфологией и резкими градиентами изменения состава и мощности.
Для формаций передовых прогибов и межгорных впадин характерно развитие
грубообломочных пород и осадков паралической группы фаций. Наиболее типичными
формациями являются молассовые, угленосные, красноцветные и соленосные.
В составе формаций выделяются с у б ф о р м а ц и , характеризующиеся
своеобразием литологических свойств и структуры, обусловленным спецификой
палеотектонических и палеогеографических условий образования. Субформации
представляют собой части (верхние, средние, нижние) тела формации. В своей
совокупности формации образуют вертикальные и латеральные формационные ряды.
94
Вертикальные ряды формаций отражают последовательные стадии
развития
определенных крупных геоструктурных элементов.
Теоретическое значение изучения осадочных формаций заключается
в
восстановлении по ним древней тектонической, климатической,
ландшафтной
зональности, а практическое - основано на приуроченности к определенным типам
формаций отдельных видов осадочных полезных ископаемых (угля, солей, нефти и др.).
Ниже приводятся характеристики формаций по геоструктурным зонам.
Геосинклинальные формации
С п и л и т о - к е р а т о ф и р о в а я
ф о р м а ц и я – ассоциация
лав, их пирокластитов и субвулканических интрузивных пород основного и кислого
состава, специфическая для ранних стадий формирования геосинклинальных прогибов.
Наряду с магматическими породами в состав формации входят осадочные: кремнистоглинистые сланцы, алевролиты, радиоляриты, граувакковые песчаники, конгломераты,
туффиты. С этой формацией связаны месторождения железа, марганца, меди, золота и
других металлов. По литологическому составу формация разделяется на две
субформации.
К р е м н и с т о - в у л к а н о г е н н а я
с у б ф о р м а ц и я
сложена кремнистыми сланцами, яшмами, радиоляритами и вулканогенными породами.
Последние представлены спилитами, базальтами, андезитами и сопутствующими им
туфами и туфогенными образованиями. Субформация образуется в центральных частях
геосинклиналей в эпоху их наибольшего прогибания и напряженной вулканической
деятельности и представляет собой глубоководные осадки.
С л а н ц е в а я (аспидная) с у б ф о р м а ц и я сложена глинистыми
породами (от аргиллитов до аспидных сланцев и филлитов), песчаниками и
алевролитами кварцевого и грауваккового состава. Глинистые породы темно-серые до
черных за счет углеродистого вещества и тонкорассеянных сульфидов железа, часто
содержат конкреции сидерита, пирита и анкерита. Вверх по разрезу сменяется флишевой
формацией.
Ф л и ш е в а я ф о р м а ц и я . В составе флишевых толщ преобладают
обломочные и карбонатные породы. Довольно часто к обломочному
материалу
примешивается вулканогенный, присутствуют туфовые прослои значительной мощности.
В связи с этим выделяются субформации терригенная, карбонатная и туфогенная.
Для флиша характерна четко выраженная ритмичность и вместе с тем
градационная слоистость. Флишевые повторы (многослои), обычно именуемые ритмами,
имеют размер от нескольких сантиметров до нескольких дециметров, редко больше;
состоят из небольшого, определенного для каждой толщи набора горных пород. Размеры
зерен в каждом ритме уменьшаются снизу вверх.
В составе т е р р и г е н н о г о флиша присутствуют все типы пород - от
конгломератов и брекчий до аргиллитов. В карбонатном флише первые элементы ритма
представлены обломочными известняками, а верхние - мергелями или пелитоморфными
известняками. Границы между многослоями являются резкими, а внутри многослоя постепенными или отчетливыми.
Образование флиша происходило в глубоководных морских бассейнах,
ограниченных с одной или двух сторон "кордильерами" (горными сооружениями,
островами, отмелями) на средней стадии геосинклинального режима при наличии мелких
колебательных движений.
В породах флиша отмечаются повышенные содержания битумов, в связи с этим,
они могут быть нефтенасыщенными.
95
Л а г у н н а я ф о р м а ц и я образуется в позднюю стадию развития
геосинклинального режима и в зависимости от физико-географической обстановки
представлена соленосной (в аридной зоне) или угленосной (в гумидном климате)
субформациями.
В строении с о л е н о с н о й
с у б ф о р м а ц и и по площади и в
вертикальном разрезе наблюдается определенная закономерность:
по периферии
залегают грубообломочные породы-конгломераты и брекчии (делювий, пролювий), затем
- песчаники и алевролиты кварцевые, глины и алевролиты карбонатные, доломиты,
ангидриты, каменная и калийная соли. Мощность соленосной субформации составляет
5-6 км.
Соленосные породы обладают способностью под давлением течь в твердом
состоянии и очень часто образуют складки и купола выжимания. В связи с этим, соляные
отложения в парагенезе с терригенными, карбонатными породами и карбонатным флишем
могут формировать природные резервуары.
В составе у г л е н о с н о й с у б ф о р м а ц и и присутствуют почти
все типы обломочных пород: конгломераты, брекчии, гравелиты, песчаники различного
гранулометрического
состава, алевролиты, глины, аргиллиты, а также частично
метаморфизованные породы - глинистые и аспидные сланцы, аргиллитовые сланцы,
кварциты. Среди пород часто отмечаются полиминеральные разновидности: аркозы,
граувакки, полиминеральные аргиллиты. Они содержат большое количество угольных
пластов небольшой мощности. Угли представлены высокометаморфизованными
каменными углями и антрацитами.
Э ф ф у з и в н о - о с а д о ч н а я
ф о р м а ц и я
образуется на
заключительной стадии геосинклинального развития. В составе формации, кроме лав и
туфов, заметную роль играют песчаники и глины, обогащенные туфовым материалом.
Формации переходных зон (межгорных впадин и передовых прогибов)
К а р б о н а т н о - к р е м н и с т а я
c л а н ц е в а я
ф о р м а ц и я сложена глинистыми и кремнистыми сланцами с подчиненными
прослоями известняков, количество которых увеличивается по мере движения к
платформе. В сланцах и известняках отмечаются остатки морской фауны. Мощность первые сотни метров. Образуется в пригеосинклинальных прогибах на ранних этапах их
формирования.
В состав к а р б о н а т н о й
ф о р м а ц и и входят битуминозная
глинисто-карбонатная и рифогенная субформации.
г л и н и с т о - к а р б о н а т н а я
Б и т у м и н о з н а я
с у б ф о р м а ц и я
представлена черными известняками, мергелями
и
высокобитуминозными аргиллитами с прослоями кремнистых пород, реже песчаников
общей мощностью 20-50м. Наиболее характерной особенностью глинисто-карбонатной
субформации является обогащенность ее органическим веществом. Оно придает породам
темноцветную окраску.
Р и ф о г е н н а я
с у б ф о р м а ц и я
сложена
карбонатными
органогенными образованиями. Они возникают в крупных теплых морских бассейнах
нормальной солености, удаленных от обширных источников сноса терригенного
материала. Палеотектонической предпосылкой являются высокие скорости погружения
бассейна седиментации в условиях расчлененного морского дна.
В пределах передовых прогибов образуются барьерные и краевые рифы высотой
несколько сот метров. Они приурочены к крутым склонам дна бассейна, зонам резкого
перепада глубин. Барьерные рифы располагаются на расстоянии до десятка километров от
96
берега, протягиваясь почти сплошной полосой, ширина которой достигает нескольких
километров. Краевые рифы образуются на еще большем удалении от берега в
относительно глубоководных зонах.
Н и ж н я я
м о л а с с о в а я
ф о р м а ц и я
представлена
сероцветными глинами, алевролитами, песчаниками с подчиненными конгломератами и
мергелями. Песчаники полимиктовые (при сносе с горных сооружений) или кварцевые
(при сносе с платформы),
часто известковистые, с характерной крупной косой
слоистостью. Глины известковистые с обильной неритовой и бентосной фауной, а также
темные битуминозные с конкрециями сидерита и пирита. Алевролиты часто содержат
остатки флоры и растительный детрит. Для пород
характерно обилие подводнооползневых текстур.
Формирование толщи происходило в передовых прогибах на поздней стадии
геотектонического цикла, у подножья горных хребтов, в морских и лагунных условиях, в
зонах гумидного и аридного климата. Подстилается карбонатной формацией,
перекрывается - верхнемолассовой.
М о р с к а я т е р р и г е н н а я с у б ф о р м а ц и я представляет
собой узкие вытянутые полосы, непосредственно примыкающие к горным системам,
близ которых развиты конгломераты, замещающиеся, по мере удаления от гор,
песчаниками, а затем глинами, мергелями, иногда известняками с фауной. Песчаники
полимиктовые, разнозернистые, косослоистые. Пласты песчаников не выдержаны по
мощности, образуют линзы, раздувы, расщепляются и часто переходят в глины.
Мощность субформации составляет сотни метров.
В условиях гумидного
климата образуется п а р а л и ч е с к а я
у г л е н о с н а я с у б ф о р м а ц и я – песчаники, глины, угли с подчиненными
прослоями известняков. При ослаблении сноса обломочного материала образуется
р а к у ш н я к о в а я
с у б ф о р м а ц и я – известняки - ракушечники при
подчиненном участии песчаников и глин.
При
аридном
климате
образуется
с о л е н о с н а я
с у б ф о р м а ц и я – гипсы, ангидриты, каменная и калийная соли, иногда глины.
В е р х н я я
м о л а с с о в а я
ф о р м а ц и я
представлена
конгломератами, галечниками, гравелитами, песчаниками, алевролитами и глинами с
подчиненными пресноводными или солоноватоводными раковинными известняками.
Обломочные породы обычно полимиктового состава, иногда известковистые. Характерна
крупная цикличность, неправильное наслоение, косая слоистость. Мощность составляет
тысячи метров. Характер чередования - обычно пачками, иногда сплошными толщами
мощностью сотни метров. Формируется в заключительную стадию геотектонического
цикла у подножья хребтов, в подгорных и межгорных аллювиально-озерных равнинах,
включая конусы выноса.
Т е р р и г е н н а я
с у б ф о р м а ц и я представлена угленосными
толщами в гумидном климате и соленосными - в аридном. С последними может быть
связано развитие красноцветных толщ, завершающих формационный ряд.
Платформенные формации
М о р с к а я
т р а н с г р е с с и в н а я
т е р р и г е н н а я
ф о р м а ц и я . Основными породами являются песчаники, алевролиты кварцевые с
глауконитом, глины серые и темно-серые с пиритом. Реже встречаются конгломераты,
гравелиты, известняки, опоки. В условиях гумидного климата породы окрашены в серые и
темно-серые тона, в условиях аридного климата имеют пеструю окраску. Породы
формируются на ранней стадии тектонического цикла в мелком открытом море при
97
влажном или сухом климате. Формация состоит из п е с ч а н о - г л и н и с т о й
и п е с ч а н о - к а р б о н а т н о й с у б ф о р м а ц и и .
К а р б о н а т н а я
ф о р м а ц и я . Основными породами являются
известняки и мергели, второстепенными - рифогенные известняки, битуминозные
аргиллиты. Образуется в среднюю стадию тектонического цикла (при максимуме
трансгрессии) в условиях обширного, открытого, относительно глубоководного моря при
теплом влажном климате.
Б и т у м и н о з н а я
к а р б о н а т н о - г л и н и с т а я
с у б ф о р м а ц и я , сложенная битуминозными мергелями и аргиллитами,
характеризуется общими чертами с формациями д о м а н и к о в о г о типа. Сложена
на 80% глинами (аргиллитами) и содержит, %: карбонатное вещество до 10, кремнистое до 15, пирита - до 5, кластического материала - до 5. Преобладающими глинистыми
минералами
являются
смешанно-слойные
образования
гидрослюдистомонтмориллонитового состава, в качестве примеси присутствует хлорит. Карбонатное
вещество имеет хемогенное происхождение, встречаются также прослои биогенного
кальцита.
Для
пород
характерна
тонкая
седиментационная
слоистость,
свидетельствующая о спокойной гидродинамической обстановке осадконакопления,
минеральные и органические компоненты в породах ориентированы параллельно друг
другу.
Р и ф о г е н н а я с у б ф о р м а ц и я связана с развитием береговых
рифов и атоллов. Береговые рифы образуются в нескольких десятках метров от береговой
линии морского бассейна. Распространены в виде узкой прерывистой полосы шириной до
нескольких десятков метров. Атоллы - коралловые острова овальных очертаний,
образующиеся при погружении вулканических островов. Мощность составляет сотни
метров.
Рифовые известняки отличаются куполовидной формой, отсутствием слоистости,
чистым карбонатным составом,
частым развитием органогенных структур с
прижизненным положением органогенных остатков, наличием обломочных известняков
вокруг рифовых массивов, большим количеством пор и каверн, развитием процессов
перекристаллизации и доломитизации.
Рифогенная субформация нефтеносна не только в пределах рифовых, но и в
окружающих массивы органогенно-обломочных известняках. В целом, эти комплексы
содержат высокоемкие резервуары, что обуславливает наличие высоких дебитов нефти из
скважин.
Г и п с - д о л о м и т о в а я
с у б ф о р м а ц и я
сложена
известняками, доломитами, глинистыми доломитами, гипсами, ангидритами,
известковыми глинами. Формируется в обширном мелком эпиконтинентальном море
несколько повышенной солености в условиях жаркого сухого климата в среднюю
стадию геотектонического цикла.
М о р с к а я
р е г р е с с и в н а я
т е р р и г е н н а я
ф о р м а ц и я представлена преимущественно песчаниками и алевролитами кварцевоаркозовыми и полимиктовыми, глинами каолинитового состава; второстепенными
породами являются конгломераты, гравелиты, известняки-ракушечники, угли, конкреции
пирита и сидерита. Формируется в позднюю стадию геотектонического цикла во
внутриматериковых
пресноводных водоемах, дельтах, речных поймах и руслах
приморской низменности.
П е с ч а н о - г л и н и с т а я
у г л е н о с н а я
с у б ф о р м а ц и я представлена
конгломератами, гравелитами, песчаниками,
алевролитами, глинами; в незначительном количестве присутствуют мергели. Главной
98
особенностью субформации является высокое содержание органического вещества как в
рассеянной, так и в концентрированной (угли и углистые глины) форме. Отложения
неравномерно обогащены углефицированным растительным детритом и содержат
прослои, линзы и пласты угля. В окраинных частях бассейна седиментации углистые
пласты встречаются чаще, чем в центральных частях. Особенно многочисленны
микролинзы угля мощностью менее 2 см и прослои, обогащенные растительным
детритом.
В отложениях субформации, помимо пластов угля и
углистых глин с
содержанием органического углерода 20-50% и более, распространены глины и глинистые
алевролиты озерного и аллювиального генезиса с содержанием Сорг. до 7%. Песчаноалевритовые и глинистые породы в разрезе субформаций перемежаются, образуя пласты
мощностью до десятков метров. Отдельные пласты не выдержаны по площади, имеют
линзовидный характер. Характерной особенностью песчано-глинистой субформации
является ее полифациальность, невыдержанность по простиранию и разрезу. В ее составе
широким
распространением
пользуется
прибрежные,
лагунные,
дельтовые,
аллювиальные, озерные и болотные фации. В пределах прибрежных и лагунных зон
формируются паралические угленосные отложения, на территориях озер и болот лимнические образования. Условиями образования этой субформации являются:
гумидный климат, обилие растительного материала, затрудненный сток и
осадконакопление при активных нисходящих тектонических движениях.
В
условиях
аридного
климата
формируется
л а г у н н а я
с о л е н о с н а я с у б ф о р м а ц и я . Она сложена песчаниками и алевролитами
кварцевыми косослоистыми; глинами и аргиллитами пестро и красноцветными;
доломитами, гипсами и ангидритами; каменной и калийной солями.
К р а с н о ц в е т н а я ф о р м а ц и я является заключительной в развитии
геотектонического цикла.
Представлена ритмичным переслаиванием песчаноалевритовых и глинистых пород, сменяющих друг друга на небольшом расстоянии. В
составе толщи отмечается малое количество органического вещества - не более 0,1%. В то
же время отношение Fe+3 к Fe+2 составляет величину более 3, что и придает породам
красноцветную окраску. Большинство красноцветов с повышенной карбонатностью
образовывалось в аридном климате, а некарбонатные разности - в условиях гумидного
климата.
Нефтегазоносные формации
По добыче нефти и газа ведущее место занимают:
Терригенные формации:
- песчано-глинистые платформенные морские формации
- песчано-глинистые глауконитовые формации
- песчано-глинистые угленосные и субугленосные формации
- песчано-глинистые пестроцветные формации
- дельтовые формации
Группа карбонатных рифовых формаций
Группа эффузивно-терригенных формаций
Нефтегазоносные комплексы
Тектонические депрессии земной коры, заполненные толщами осадочных и
вулканогенно-осадочных пород (осадочные или осадочно-породные бассейны), в
результате развития определенных процессов могут стать нефтегазоносными. Составными
частями бассейнов являются нефтегазоносные комплексы. Они отражают разные этапы
99
развития бассейна и отличаются по составу пород, степени их преобразованности и
характеру нефтегазоносности. Разведка нефти и газа может вестись отдельно на каждый
из комплексов. В некоторых бассейнах различные комплексы разделены толщами,
практически непроницаемыми, например соленосные толщи в Прикаспии. Надсолевые и
подсолевые толщи образуют разные комплексы, разведывать и эксплуатировать которые
нужно отдельно.
Нефтегазоносные комплексы рассматриваются как природные системы,
обладающие различными способностями аккумулировать генерировать и аккумулировать
углеводороды. Комплексы состоят из главных элементов: порода-коллектор, породафлюидоупор и нефтематеринская порода. Нефтегазоносные комплексы влияют друг на
друга и взаимодействую друг с другом.
Между нефтегазоносными комплексами и формациями нет прямого соотвествия.
Комплекс может быть представлен одной формацией, охватывать несколько формаций
или являться одной из них. Анализируя нефтегазоносные комплексы, нужно учитывать
характер тех или иных формаций. Применение формационного анализа позволяет
получить более полную общегеологическую характеристику нефтегазоносных
комплексов. Облик формаций и нефтегазоносных комплексов определяется условиями
образования (тектоника, рельеф, климат), состав исходных пород, вторичные
литогенетические преобразования на стадии катагенеза и метагенеза. Возникают
углеводороды на стадии катагенеза за счет рассеянного органического вещества.
Параллельно с эти формируются и коллекторские свойства пород, определяющие ФЕС.
Нефтегазоносные комплексы в бассейнах древних и молодых платформ,
подвижных поясов, активных и пассивных окраин различаются. На более ранних этапах
формирования бассейнов древних платформ в авлакогенах формируются комплексы резко
отличные от комплексов верхнего типично платформенного чехла.
Заключение
Комплекс вопросов и проблем, которыми занимается литология, невозможно
охватить в кратком курсе лекций. Литологические методы, в том числе в области
нефтяной геологии, постоянно развиваются. В настоящее время при подсчете ресурсов и
запасов нефти и газа на месторождениях и зонах нефтегазонакопления литологофациальный анализ часто имеет решающее значение. Все более актуальным становится
прогноз литологических ловушек в зонах клиноформного строения терригенных толщ,
зонах выклинивания карбонатных и терригенных пород, изучение рифогенных построек.
Изучение условий образования коллекторов, флюидоупоров и нефтематеринских пород
является обязательным разделом в большинстве, как региональных федеральных
исследований, так и в проектах по отдельным месторождениям. Фазовый состав залежей
напрямую зависит от строения осадочной толщи, истории формирования структурного
плана территории.
Список литературы
1. Алексеев В.П. Литология: Учебное пособие. – Екатеринбург: Изд-во УГГА, 2001. –
249 с.
2. Бенеславский С.И. Минералогия бокситов. М., Госгеолтехиздат, 1963. 170 с.
3. Бетехтин А.Г. Промышленные марганцевые руды СССР. М. – Л., Изд-во АН СССР,
1946 а. 315 с.
4. Блисковский В.З. Вещественный состав и обогатимость фосфоритовых руд. М.,
Недра, 1983. 200 с.
100
5. Ботвинкина Л.Н., Алексеев В.П. Цикличность осадочных толщ и методика ее
изучения. – Свердловск: Изд-во УГГУ, 1991. – 336 с.
6. Бушинский Г.И. Геология бокситов. 1-е изд. М., Недра, 1971. 368 с.; 2-е изд. М.,
Недра, 1975. 415 с.
7. Валетон И. Бокситы. М., Мир, 1974. 213 с.
8. Варенцов И.М., Рахманов В.П. Месторождения марганца. – В кн.: Рудные
месторождения СССР. Т.1. М., Недра, 1978, с. 112-171.
9. Волков В.Н. Основы геологии горючих ископаемых. СПб., Изд-во СПбУ, 1993. 236
с.
10. Генезис и ресурсы каолинов и огнеупорных глин / Под ред. В.П. Петрова. М., АН
СССР, 1990. 256 с.
11. Граувакки / Под ред. В.Д. Шутова. М., 1972. 246 с. (Тр. ГИН АН СССР. Вып. 238)
12. Грим Р.Е. Минералогия и практическое использование глин. М., Мир, 1967. 510 с.
13. Ежова А.В. Литология. Учебное пособие. – Томск, ТПУ, 2005. – 353 с.
14. Жемчужников Ю.А., Гинзбург А.И. Основы петрологии углей. М., Изд-во АН
СССР, 1960. 400 с.
15. Занин Ю.Н. Вещественный состав фосфатоносных кор выветривания и связанных с
ними месторождений фосфоритов. Новосибирск, 1975. 112 с. (Тр. Ин-та геологии и
геофизики СО АН СССР, вып. 195).
16. Занин Ю.Н. Петрография фосфоритов. Новосибирск, Наука, 1992, 191 с.
17. Иванов А.А., Воронова М.Л. Галогенные формации. М., Недра, 1972. 328 с.
18. Казанский Ю.П., Белоусов А.Ф., Петров В.Г. и др. Осадочные породы.
Новосибирск, Наука, 1987. 212 с.
19. Казанский Ю.П., Бетехтина О.А., Ван А.В. и др. Осадочные породы (состав,
текстура, типы разрезов). Новосибирск, Наука, 1990. 269 с.
20. Капченко Л.Н. Связь нефти, рассолов и соли в земной коре. Л., Недра, 1974. 184 с.
21. Карогодин Ю.Н. Введение в нефтяную литмологию. Новосибирск, Наука, 1990 –
239 с.
22. Котельников Д.Д., Конюхов А.И. Глинистые минералы осадочных пород. М.,
Недра, 1986. 246 с.
23. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. 3-е изд. М., Высш. Шк., 1984. 416
с.
24. Логвиненко Н.В. Постдиагенетические изменения осадочных пород. Л., Наука,
1968. 92 с.
25. Логвиненко Н.В., Сергеева Э.М. Методы определения осадочных пород. Л., Недра,
1988. 240 с.
26. Малеев Е.Ф. Вулканогенные обломочные горные породы. М., Недра, 1977. 213 с.
27. Марганцевые месторождения СССР. М., Наука, 1967, с. 225-237.
28. Маслов А.В. Осадочные породы: методы изучения и интерпретации полученных
данных. – Екатеринбург: Изд-во УГГУ, 2005, 289 с.
29. Михайлов Б.М. Железистые породы и железные руды. – В кн.: Справочник по
литологии. М., Недра, 1983, с. 196-201.
30. Михайлов Б.М. Марганцовистые породы и марганцевые руды. Там же. 1983, с. 189196.
31. Михайлов Б.М. Рудоносные коры выветривания. Л., Недра, 1986. 238 с.
32. Муромцев В.С. Электрометрическая геология песчаных тел – литологических
ловушек нефти и газа. – Л.. Недра, 1984, 260 с.
33. Наумов В.А. Оптическое определение компонентов осадочных пород. М., Недра,
1981. 202 с.
101
34. Основы генетической классификации битумов / В.А. Успенский, О.А. Радченко,
Е.А. Глебовская и др. Л., Недра, 1964. 267 с.
35. Петрография осадочных пород. В 2 т./Под ред. Г.Б. Мильнера и др. М., Недра,
1968. Т. 1. 500 с; Т. 2. 665 с.
36. Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. М., Мир, 1981. 751 с.
37. Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. М., Мир, 1976. 536 с.
38. Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология: Учебник для вузов. – М.: Недра, 1991. –
444 с.
39. Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология и литолого-фациальный анализ. – М.,
Недра, 1981. – 284 с.
40. Пустовалов Л.В. Петрография осадочных пород. Т. 3. Таблицы. М.-Л.,
гостоптехиздат. 1940. 63 табл.
41. Рейнек Г.-Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления. – М.: Недра,
1981. – 439 с.
42. Рентгеновские методы изучения и структура глинистых минералов. М., Мир, 1965.
599 с.
43. Ритман А. Вулканы и их деятельность. М., Мир, 1964. 438 с.
44. Романовский С.И. Седиментологические основы литологии. Л., Недра, 1977. 408 с.
45. Ронов А.Б., Михайловская М.С., Солоухова И.И. Эволюция химического и
минералогического состава песчаных пород. – В кн.: Химия земной коры. Т. 1. М.,
Изд-во АН СССР, 1963, с. 201-252.
46. Рухин Л.Б. Основы литологии. 1-е изд. Л., Гостоптехиздат, 1953. 672 с.; 2-е из. Л.,
Недра, 1961. 780 с.; 3-е изд. Л., Недра, 1969. 704 с.
47. Рыка В., Малишевская А. Петрографический словарь. М., Недра, 1989. 590 с.
48. Словарь по геологии нефти и газа. Л., Недра, 1988. 679 с.
49. Справочник по литологии /под редакцией Н.Б.Вассоевича, В.И.Марченко. - М:,
Недра, 1983. 509 с.
50. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. В 3 т. М., Наука, 1960-1962. Т. 1. 1960.
212 с.; Т. 2. 1960. 574 с.; Т. 3. 1962. 550 с.
51. Суслов А.Т. Марганец. – В кн.: Металлы в осадочных породах. М., Наука, 1964, с.
100-170.
52. Теодорович Г.И. Аутигенные минералы осадочных пород. М., Изд-во АН СССР,
1958 а. 225 с.
53. Фролов В.Т. Литология. В 3 кн. М., Изд-во Моск. Ун-та, 1992-1993. Кн. 1, 1992. 336
с.; кн. 2, 1993. 430 с.; кн. 3, 1995. 352 с.
54. Чернов В.Г. Псефиты и их геологическое значение. Изд-во Моск. Ун-та. 1982. 70 с.
55. Шванов В.Н. Песчаные породы и методы их изучения. Распространение,
структуры, текстуры. Л., Недра, 1969. 248 с.
56. Шванов В.Н. Структурно-вещественный анализ осадочных формаций. СПб, Недра,
1992. 230 с.
57. Швецов М.С. Петрография осадочных пород. М., Госгеолтехиздат, 1958. 416 с.
58. Япаскурт О.В., Карпова Е.В., Ростовцева Ю.В. Литология. Изюранные лекции:
Учебное пособие. – М.: Изд-во МГУ, 2004. – 228 с.
59. Япаскурт О.В. Основы учения о литогенезе. Учебное пособие. – М.: Изд-во МГУ,
2005. – 379с.
102
Федеральное агентство по образованию
Федеральное государственное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Сибирский федеральный университет»
УТВЕРЖДАЮ
Декан ____________ факультета
_____________/____________/
«_____» _____________200__ г.
КОНСПЕКТ ЛЕКЦИЙ ПО КУРСУ
«ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ»
Дисциплина Литология и историческая геология
(наименование дисциплины в соответствии с ФГОС ВПО и учебным планом)
Укрупненная группа 130000 «Геология, разведка и разработка полезных ископаемых»
(номер и наименование укрупненной группы)
Направление 130300 «Прикладная геология»,
Специальность 130304 «Геология нефти и газа»
(номер и наименование направления, специальности)
Факультет Горно-геологический
Кафедра Геологии, минералогии и петрографии
Красноярск
2007
103
104
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение…………………………………………………………………...4
1. Предмет, задачи, история науки……………………………………...4
Предмет, задачи……………………………………………………….4
Место исторической геологии среди других наук……………..……5
История науки………………………………………………….………5
2. Методы исторической геологии……………………………..………...8
Палеонтологический метод. Обзор основных групп ископаемых.…9
Значение палеонтологического метода в исторической геологии. Предмет
палеонтологии………………………………………….....9
Формы сохранности органических остатков………………….…..9
Условия существования организмов……………………….…….10
Классификация животного мира………………………………….11
Обзор основных групп ископаемых…………………….………...12
Царство Животные (Animalia или Zoa)…………….………….12
Царство Растения (Phyta)…………………………..…………...33
Царство Бактерии (Bacteria)……………………………………44
Царство Цианобионты (Cyanobionta)………………………….42
Стратиграфический метод……………………………………………43
Предмет и задачи стратиграфии…………………………………..43
Стратиграфические шкалы и стратиграфические подразделения44
Принципы стратиграфии…………………………………………..48
Методы расчленения и корреляции отложений………………….50
Биостратиграфический (палеонтологический) метод………...50
Стратиграфический метод……………………………………....51
Группа литолого-минералогических методов…………………52
Палеоклиматический метод…………………………………….52
Геофизические методы………………………………………….53
Изотопные методы………………………………………………54
Тектоно-стратиграфический метод…………………………….55
Определение абсолютного и относительного возраста интрузий.56
Сопоставление разнофациальных разрезов……………………….56
Методы восстановления палеогеографических обстановок………..57
Понятие «фация». Фациальный анализ……………………………57
Природные условия современного и древнего
осадкообразования.………………………………………………………………
……60
Области морского осадконакопления и морские фации………60
105
Области континентального осадконакопления и континентальные
фации……………………………………………………………...63
Зона перехода от континента к морю. Фации бассейнов ненормальной
солености……………………………………………..…65
Фациальные, литолого-фациальные, палеогеографические карты и
профили……………………………………………………………….66
Методы восстановления тектонических движений прошлого… ……67
Типы тектонических движений……………………………………...67
Методы изучения тектонических движений………………………..68
Литолого-палеогеографический анализ………………………….68
Метод мощностей…………………………………………………68
Анализ перерывов и несогласий………………………………….69
Палеомагнитный анализ…………………………………………..70
Формационный анализ…………………………………………….70
3. Строение земной коры и ее основные структурные элементы……….71
Общие сведения о земной коре………………………………………71
3.2 Типы земной коры и ее строение…………………………………….72
3.3 Структурные элементы континентов………………………………...73
3.4Особенности строения океанской земной коры…………………….80
3.5Основные положения тектоники литосферных плит………………82
3.6 Эпохи складчатости…………………………………………………..82
4 История развития земной коры…………………………………………...83
4.1 Докембрий………………………………………………………………..83
4.1.1 Общая характеристика подразделения……………………………….83
4.1.1.1 Лунная стадия развития Земли………………………………………84
4.1.1.2 Подразделения докембрия…………………………………………...85
4.1.1.3 Особенности развития Земли в докембрии…………………………86
4.1.1.4 Особенности докембрийских образований…………………………86
4.1.1.5 Органический мир докембрия……………………………………….86
4.1.1.6 Эпохи складчатости………………………………………………….87
4.1.1.7 Полезные ископаемые……………………………………………….87
4.1.2 Архейский акрон (акротема) – AR……………………………………88
4.1.2.1 Общая характеристика подразделения……………………………..88
4.1.2.2 Физико-географические условия……………………………………89
4.1.2.3 Органический мир……………………………………………………90
4.1.2.4 Характерные типы пород……………………………………………90
4.1.2.5 Структуры земной коры……………………………………………..91
4.1.2.6 Распространение архейских комплексов…………………………...92
4.1.3 Протерозойский акрон (акротема) – PR………………………………93
4.1.3.1 Раннепротерозойский эон (эонотема) – PR1………………………..93
4.1.3.2 Позднепротерозойский эон (эонотема) – PR2………………………98
4.2 Фанерозойский эон (эонотема) – FZ…………………………………...106
106
4.2.1 Палеозойская эра (эратема) – PZ…………………………………….106
4.2.1.1 Кембрийский период (система) - €………………………………...107
4.2.1.2 Ордовикский период (система) – O………………………………..109
4.2.1.3 Силурийский период (система) – S………………………………..113
4.2.1.4 Девонский период (система) – D…………………………………..114
4.2.1.5 Каменноугольный период (система) – C………………………….117
4.2.1.6 Пермский период (система) – P……………………………………119
4.2.2 Мезозойская эра (эратема) – MZ…………………………………….122
4.2.2.1 Триасовый период (система) – T…………………………………..123
4.2.2.2 Юрский период (система) – J………………………………………126
4.2.2.3 Меловой период (система) – К…………………………………….128
4.2.3.Кайнозойская эра (эратема) – KZ……………………………………132
4.2.3.1 Палеогеновый период (система) Р…………………………………132
4.2.3.1 Неогеновый период (система) N…………………………………...135
4.2.3.1 Четвертичный период (система) Q………………………………...139
Заключение (Главные закономерности геологической истории земной
коры)…………..……………………………………………………………….1
45
Литература…………………………………………………………………..146
107
108
ВВЕДЕНИЕ
Историческая геология является одной из основных дисциплин
геологического цикла высшего образования. Из названия понятно, что она
рассматривает историю развития нашей Земли. Преподавание исторической
геологии опирается на знания, полученные студентами в курсах общей
геологии, структурной геологии и палеонтологии. В свою очередь
историческая геология служит основой для курсов региональной геологии и
геотектоники.
Историческая геология – комплексная дисциплина, включающая
четыре главных элемента: палеонтологию, стратиграфию, палеогеографию и
палеотектонику.
Без палеонтологических знаний невозможно восстановить и
рассказать историю жизни на земле. Палеонтология помогает также в
определении возраста отложений, их расчленении, корреляции, а также в
установлении древних обстановок осадкообразования. Стратиграфия
изучает последовательность напластования осадочных и вулканогенных
пород, устанавливает их возраст и проводит их корреляцию с помощью
различных методов. Палеогеография занимается восстановлением физикогеографических условий прошлого. Палеотектоника изучает историю
движений и деформаций земной коры.
Задача исторической геологии – объединить данные этих частных
дисциплин в общую картину.
1. ПРЕДМЕТ, ЗАДАЧИ, ИСТОРИЯ НАУКИ
1.1.
ПРЕДМЕТ, ЗАДАЧИ
Историческая геология – наука, изучающая геологическую историю
Земли и жизни на ней. Предмет изучения исторической геологии – земная
кора. Цель – восстановить геологическую историю Земли путем выявления
процессов, происходивших в земной коре в течение геологического времени,
выяснить закономерности развития земной коры, а также воссоздать картину
эволюции биосферы в прошлые геологические эпохи.
Задачи исторической геологии:
- определение геологического возраста горных пород;
- палеогеографические реконструкции;
109
- анализ становления и развития жизни на Земле;
- восстановление истории возникновения и развития
тектонических структур и истории тектонических
движений земной коры;
- выявление закономерностей распределения в земной коре
полезных ископаемых;
- выяснение общих закономерностей в развитии Земли.
1.2 МЕСТО ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ СРЕДИ ДРУГИХ НАУК
Историческая геология – комплексная научная дисциплина, которая
использует результаты стратиграфии и палеонтологии, литологии и
петрологии, региональной геологии и геотектоники. В отличие от
перечисленных дисциплин и направлений, где прямо или косвенно
затрагивается проблема исторического развития того или иного
геологического объекта, целью исторической геологии является обобщение
всей совокупности историко-геологических данных.
От исторической геологии отделились такие направления, как
стратиграфия, геохронология, палеогеография, учение о фациях, учение о
формациях, палеовулканология, историческая геотектоника и др.
1.3 ИСТОРИЯ НАУКИ
Этап становления. Историческая геология оформилась в начале 19
века, хотя основы ее были заложены значительно раньше трудами многих
естествоиспытателей. В частности, очень многие мысли об истории развития
земной коры были высказаны еще в 18 веке М.В.Ломоносовым (1711-1765) в
его работах «О слоях земных», «Слово о рождении металлов от трясения
Земли» и др.
М.Л.Ломоносов утверждал, что на Земле постоянно происходят превращения и изменения. Он говорил, что слои пород
образовались путем осаждения из водных бассейнов, на что указывают наличие в них раковин ископаемых моллюсков,
компонентный состав пород и наблюдения над современными отложениями. Он также заметил, что в земной коре чередуются
слои, содержащие раковины морских животных, и слои с остатками наземных растений. Ученый объяснял это сменой различных
периодов развития Земли, чередованием эпох наступления моря на сушу и отступлением его. М.В.Ломоносов первый высказал
мысль о геологическом времени и утверждал, что история Земли имеет очень большую продолжительность, значительно
превышающую длительность развития человеческого общества.
Подобные идеи до М.В.Ломоносова высказывали Леонардо да Винчи
(1452-1519), Николай Стенон (1638-1687), а несколько позднее А.Вернер
(1750-1817), Д.Геттон (1726-1797), У.Смит (1769-1839) и др.
Так, датский ученый Н.Стенон, изучая геологическое строение Тосканы (Италия), пришел к выводу о том, что пласты. Содержащие
остатки морских организмов, по генезису относятся к морским, а содержащие остатки растений – к континентальным. Анализируя
110
расположение пластов, ученый выделяет горизонтальное и наклонное их залегание. Н.Стенон впервые делает попытку
восстановить историю геологического развития Тосканы.
Палеонтолого-стратиграфический этап. Однако историческая
геология оформилась как самостоятельная отрасль науки только тогда, когда
появился надежный метод определения геохронологической (временной)
последовательности образования горных пород – палеонтологический
метод.
Еще М.В.Ломоносов и другие заметили, что окаменелости,
содержащиеся в пластах горных пород, неодинаковы, и для каждого слоя
характерен свой комплекс ископаемых организмов. В конце 18 и начале 19
веков (1799-1808 г.г.) Ж.Кювье (1769-1832) и А.Броньяр (1770-1847)
расчленили третичные отложения Франции, а У.Смит (1769-1839) в Англии
по органическим остаткам начал сопоставлять разрезы земной коры,
удаленные друг от друга на значительные расстояния. Используя ископаемые
организмы для расчленения пластов по возрасту, он составил
стратиграфическую колонку, которая послужила основой для первой
геологической карты Англии.
В результате сопоставления и расчленения отложений разного возраста
в течение первых 30-40 лет 19 века была создана стратиграфическая шкала
земной коры, а геологическая история Земли была разделена на отдельные
отрезки, составившие шкалу геологического времени.
На этом этапе развития исторической геологии в естествознании была
распространена теория катастроф Ж.Кювье. Накопленные к тому времени
факты противоречили господствующим тогда представлениям о
неизменяемости видов. Ж.Кювье, стремясь примирить эти противоречия,
высказал мысль о том, что причиной этого являлись периодически
повторяющиеся катастрофы или, как он говорил, революции, уничтожавшие
все живое. В последующее время путем божественных творений все
создавалось заново.
Теория катастроф продержалась в науке до появления работы
английского геолога Ч.Лайеля (1797-1875) «Основные начала геологии»
(1833-1835г.г.), в которой он доказал прежде всего, что геологическая
история Земли насчитывает несколько миллиардов лет и что все изменения
на Земле происходили и происходят под действием одних и тех же сил. Даже
такие «слабые» из них, как колебания температуры, ветра и дожди
совершали огромные преобразования, так как они действовали непрерывно в
течение миллионов лет. Эти преобразования изменяли окружающую
организмы среду. Организмы приспосабливались, изменялись,
эволюционировали. Поскольку среда изменялась непрерывно, непрерывно
изменялись и организмы. Каждый отрезок времени появлялись новые виды,
постепенно вымирали старые. Т.е. периодических катастроф, полностью
уничтожавших населяющие Землю организмы, не было.
111
Ч.Лайель сделал вывод, что для познания прошлого Земли нужно
изучать современные процессы, а условия образования древних осадочных
пород определять, сравнивая их с современными отложениями.
Этот метод познания прошлого Земли через изучение настоящего
получил название актуалистического метода, или принципа актуализма
(актуал – настоящий).
В 1859 году Ч.Дарвин (1809-1882) опубликовал свой труд «Происхождение видов путем естественного отбора». Основным
доказательством своей теории о последовательной изменчивости видов и отборе он считал распределение ископаемых организмов
в геологических системах. Таким образом, через геологию Ч.Дарвин пришел к выводам об эволюции органического мира.
Благодаря этим идеям был нанесен сокрушительный удар катастрофизму, и эволюционное направление в геологии победило
окончательно.
Ч.Дарвин также высказал свои представления о неполноте
геологической и палеонтологической летописи.
Одним из создателей эволюционнной палеонтологии по праву
считается русский ученый В.О.Ковалевский (1842-1883). Он считал, что
основная задача палеонтологии – изучение потомственных отношений между
отдельными родами и видами ископаемых организмов и выяснение причин
их изменения. В.О.Ковалевский показал связь между организмом и средой
его обитания.
Палеогеографический этап. Начало этого этапа связано с появлением
принципа актуализма.
К середине 19 века относятся первые попытки реконструкции физикогеографических условий отдельных геологических эпох как для отдельных
регионов, так и для всего земного шара. Эти работы и заложили основы
палеогеографического направления в исторической геологии. Большое
значение для становления палеогеографии имело введение в 1838 г.
А.Грессли (1814-1865) понятие о фациях. Появление же учения о фациях
относится ко второй половине 19 века (1893) и связано оно с именем
немецкого ученого Й.Вальтера. С появлением фациального анализа
палеогеографические исследования получают особенно широкое развитие:
геологи начинают восстанавливать события прошлого и древнюю географию
Земли.
В 1883-1909 г.г. выходит работа венского геолога Э.Зюсса «Лик
Земли», в которой обобщены все накопившиеся к этому времени историкогеологические данные и впервые изложена геологическая история Земли.
Геотектонический этап. В конце 19 и начале 20 веков становится
ясно, что в жизни земной коры главную, ведущую роль играют
тектонические движения. В 1894-1919 г.г. появились работы
А.П.Карпинского (1847-1936) по Европейской части России, в которых он,
анализируя историко-геологические данные, устанавливает тесную связь
палеогеографических изменений с развитием тектонических движений.
Представления о геосинклиналях разработаны американскими
учеными Дж.Холлом и Дж.Дана в 1859 г.
112
В начале 20 века французский геолог Г.Э.Ог (1861-1927) в
многотомном труде описал деятельность современных геологических
процессов, на основании чего попытался расшифровать историю Земли.
Будучи сторонником учения о геосинклиналях он первым четко
противопоставил геосинклинали платформам, которые называл
контрастными областями. Им впервые нарисованы карты распределения
платформ и геосинклиналей.
В России понятие о геосинклиналях было введено в начале 20 века
Ф.Ю.Левинсоном-Лессингом (1861-1939), а А.А.Борисяк (1872-1944) вслед за
Г.Э.Огом стал рассматривать историческую геологию как историю развития
геосинклиналей и платформ.
В начале 20 века немецкий геофизик А.Вегенер (1880-1930) впервые
формулирует теорию дрейфа материков – первую гипотезу мобилизма.
Позднее эта гипотеза была подтверждена фактическим материалом в
процессе исследований океанического дна и геофизических работ. В 60-е
годы прошлого века она превратилась в стройное учение – теорию тектоники
литосферных плит.
В разработке учения о геосинклиналях приняли активное участие
русские ученые: А.А.Архангельский, Н.С.Шатский, В.В.Белоусов и др., а за
рубежом - Г.Штилле, Дж.М.Кей, Ж.Обуэн.
Современный этап. Этот этап, по-существу, начинается с 60-х годов
20 века с появлением тектоники литосферных плит. В итоге современное
развитие геотектоники, а также других наук о Земле стало проходить под
знаком господства идей неомобилизма.
Современный этап является временем крупных теоретических
обобщений. Историческая геология из простой летописи событий прошлого
превращается в науку, которая ищет и находит общие закономерности
геологического развития Земли.
2. МЕТОДЫ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ
Для решения своих задач историческая геология использует различные
методы. Ниже рассмотрены основные из них. Палеонтологии уделено особое
внимание, т.к. в программах специальности нет отдельного курса. В связи с этим
предлагается предварительно ознакомиться с ее основами и краткой
характеристикой основных групп организмов.
113
2.1 ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИЙ МЕТОД. ОБЗОР
ОСНОВНЫХ ГРУПП ИСКОПАЕМЫХ
2.1.1 Значение палеонтологического метода в исторической геологии.
Предмет палеонтологии
С помощью ископаемых в исторической геологии определяют возраст отложений, они
используются для расчленения и корреляции стратиграфических подразделений,
восстановления физико-географических условий прошлого и др. целей. Подробно об
использовании палеонтологических данных при решении этих задач будет сказано
ниже.
Одна из основных целей исторической геологии – восстановить историю жизни на
нашей планете. Достигнуть ее невозможно без привлечения палеонтологических
данных. Но прежде, чем использовать такие данные, геолог должен представлять
органический мир прошлого. Знакомству с основными представителями этого мира и
посвящен данный раздел.
Палеонтология (греч. palaios – древний, ontos – существо, logos –
учение) – наука о древних организмах. Изучает их строение, развитие и
экологию. Остатки древних организмов, в том числе следы их
жизнедеятельности, называют окаменелостями или ископаемыми. Они и
являются предметом палеонтологии.
Не все организмы после гибели превращаются в окаменелости.
Большая часть их подвергается гниению и разрушению, в итоге исчезает
бесследно. Но некоторые из них благодаря различным изменениям
сохраняются частично, а в идеальных случаях - и полностью.
Лучше сохраняются организмы, обитавшие в водной, в основном
морской среде, хуже – те, что обитали на суше в условиях окислительной
среды, способствующей быстрому разрушению мягких тканей и скелета.
114
2.1.2 Формы сохранности органических остатков
1.
Полная сохранность организма возможна при
благоприятных условиях естественного захоронения. На севере
Сибири, например, в вечномерзлых толщах обнаружены трупы
мамонтов. В янтаре встречаются включения ископаемых
насекомых.
2.
Полная сохранность скелета или его части. Чаще в
ископаемом состоянии встречаются скелетные части
организмов, подвергшиеся процессу окаменения. При
разложении органического вещества происходит замещение
его кремнеземом, карбонатами, окисью железа, пиритом и
другими минеральными образованиями. Окаменевшие остатки
организмов при этом сохраняют внешний облик и внутреннее
строение.
3.
Ядра. Внутренние ядра представляют собой слепки
внутренней полости раковины. Они образуются при
разложении организма и заполнении минеральным веществом
внутренней полости раковины. Наружные ядра образуются
при полном разрушении раковины и последующем заполнении
минеральным веществом образовавшейся полости. Наружные
ядра представляют собой слепки с наружной поверхности
раковины.
4.
Часто скелетные образования организмов разрушаются и
оставляют в отложениях отпечатки. Это могут быть отпечатки
раковин, листьев, следов животных, мягкотелых животных,
например, медуз и т.д.
5.
Следы жизнедеятельности животных или растений. Например,
ходы илоядных организмов, норки, копролиты и пр.
6.
Хемофоссилии. К ним относят органические ископаемые
биомолекулы бактериального, цианобионтного, растительного
и животного происхождения. Хемофоссилии сохраняют
химический состав биомолекул, позволяющий определить
систематическое положение исходного организма, но не его
морфологию. Изучение химического и таксономического
разнообразия хемофоссилий тесно связано с проблемати
возникновения и развития жизни, а также с происхождением
горючих ископаемых, особенно нефти.
В геологии используются ископаемые остатки и животных и растений,
но более всего беспозвоночных животных.
115
2.1.3 Условия существования организмов
В зависимости от условий жизни, среды обитания и др. факторов
организмы делятся на группы.
1. По условиям жизни.
Температурный режим. Теплолюбивые (тепловодные тропические и
субтропические бассейны) и холоднолюбивые (холодноводные бореальные и
арктические бассейны).
Соленость. Стеногалинные (живут в условиях нормальной солености),
эвригалинные (выдерживают широкие колебания солености).
Колебания температур. Стенотермные (приспособлены к условиям
определенных температур), эвритермные (приспособлены к условиям
различных температур).
Глубина. Стенобатные (живут на определенной глубине), эврибатные
(могут жить на различных глубинах).
2. По способу существования.
Органический мир дна – бентос. Животные, живущие на дне –
бентосные. Среди них выделяют: подвижный ползающий бентос (трилобиты,
двустворки, гастроподы, морские ежи и др.), подвижный зарывающийся
бентос (двустворки, черви), неподвижный свободно лежащий бентос
(двустворки-жемчужницы, брахиоподы и др.), неподвижный прикрепленный
бентос (губки, археоциаты, кораллы, мшанки, брахиоподы и др.). Планктон
– пассивно плавающие (находящиеся во взвешенном состоянии) животные
(зоопланктон) и растения (фитопланктон). Они передвигаются благодаря
течениям и волнениям воды. Примеры: радиолярии, медузы, граптолиты,
личинки. Нектон – активно плавающие организмы. Это многие водные
позвоночные животные, беспозвоночные представлены только головоногими
моллюсками.
3. По способу питания. Растительноядные организмы, илоеды,
хищники, падалееды.
2.1.4 Классификация животного мира
В современной классификации животные группируются
соответственно их родственным отношениям.
Основной элементарной таксономической единицей является вид,
представленный совокупностью особей, близких по своему строению. Виды
объединяются в роды, роды – в семейства, далее идут отряды, классы, типы.
116
Иногда используются и промежуточные подразделения: подтипы,
подклассы и т.д.
Таксономические единицы и их порядок в зоологии и ботанике в
отдельных случаях не совпадают. Например, тип в зоологии соответствует
отделу в ботанике. Для обозначения указанных таксономических единиц
применяются латинские названия.
Название любого организма состоит из трех слов: родовое название,
видовое название и фамилия автора, выделившего этот вид.
Например, Betula alba Linnaeus – Береза белая Линней.
2.1.5 Обзор основных групп ископаемых
Мир организмов разделяется на два надцарства: прокариоты
(Procariota)– доядерные организмы и эвкариоты (Eucariota) - ядерные.
Прокариотами (Procariota) (лат. pro – раньше; греч. karion – ядро)
называют организмы клеточного строения, у которых отсутствует ядро в
клетке. Они могут быть одноклеточными и многоклеточными. Размеры
различны: от 0.015 мкм до 20 см.
Прокариотами являются некоторые бактерии (архебактерии),
цианобионты, которые рассматриваются в ранге царств. Иногда в эту группу
включают вирусы. У последних действительно нет оформленного ядра, но
также отсутствует клеточное строение. В современной микробиологии
вирусы рассматриваются отдельно от прокариот как неклеточная форма
жизни. В ископаемом состоянии вирусы не встречены.
Эвкариоты (Eucariota) (греч. eu – хорошо, karyon – ядро) – организмы
клеточного строения, имеющие ядро в клетке. Они включают три царства:
грибы, растения и животные.
Первые представители прокариот известны из отложений нижнего
архея (3.8 млрд. лет), эвкариоты появились около 2 млрд. лет назад.
Поскольку для решения вопросов исторической геологии (определения возраста и пр.)
большее, чем иные, имеют значение ископаемые беспозвоночные животные, им и
посвящается значительная часть этого раздела. Позвоночные животные на лекциях
рассматриваются кратко. С ними студенты знакомятся самостоятельно по
методическому пособию «Позвоночные».
117
В конце раздела приведены характеристики основных отделов растений и прокариот.
Такая последовательность изложения материала необходима для более качественного
освоения материала на лабораторных занятий по палеонтологии беспозвоночных,
которые в соответствии с календарными планами проводятся в самом начале семестра.
2.1.5.1 Царство Животные (Animalia или Zoa)
(лат. animal – животное; греч. zoon – животное)
Ископаемые животные подразделяются на две большие группы:
простейшие (Protozoa) и многоклеточные (Metazoa).
В подцарство Простейшие (Protozoa) объединены животные, тело
которых состоит из одной клетки. Мелкие формы одноклеточных не
превышают 10 мкм, крупные формы достигают 10-15 см. В основном же это
достаточно мелкие животные. Клетка простейших выполняет различные
жизнеобеспечивающие функции: питание, выделение, газообмен, движение,
размножение и др. Пищеварение внутриклеточное и пристеночное.
Простейшие организмы существуют с докембрия и по настоящее
время. Среди них наибольшее значение для стратиграфии имеет класс
саркодовых (Sarcodina), у большинства представителей которого имеется
минеральная раковина, которая сохраняется в ископаемом состоянии.
К этому классу относятся обитатели морей или пресных вод, ведущие в
большинстве прикрепленный или ползающий (бентос), а также планктонный
образ жизни. Передвижение и захват пищи выполняют выросты протоплазмы
– псевдоподии или ложноножки. Среди одноклеточных саркодовые обладают
наиболее простым строением.
Из класса саркодовых, имеющих минеральный скелет,
стратиграфически важными являются два подкласса: фораминиферы и
радиолярии.
Фораминиферы (Foraminifera) (лат. foramen – отверстие, дыра; fero –
носить)– древние морские организмы, ведущие прикрепленный или
планктонный образ жизни, преимущественно микроскопические, но могут
быть и крупные, измеряемые первыми см. Раковина хитиновая или
известковая или состоящая из песчинок, сцементированных хитином или
известью. Раковина имеет одно большое отверстие (устье), через которое
протоплазма с помощью псевдоподий осуществляет связь с внешней средой.
Для выхода псевдоподий имеется также на стенках раковин большое число
микроскопических пор. Раковина фораминифер может быть однокамерной и
118
многокамерной. Многокамерные раковины различаются между собой
способом расположения камер. Камеры могут следовать друг за другом в
один ряд, но чаще они располагаются спирально или клубкообразно, они
отделены друг от друга перегородками. Камеры заполнены протоплазмой и
имеют между собой связь.
Развитие фораминифер идет от простых хитиновых однокамерных
раковин до многокамерных спиральных с известковой раковиной.
Фораминиферы в основном обитают в нормально-морских бассейнах,
реже в солоноватоводных и редко в пресных водоемах. Их можно встретить
на различных глубинах и широтах. Наилучшие условия для них –
сублиторальная (до 200 м) зона тропических морей.
Скопления раковин фораминифер образовывали пласты песчаников
или известняков, достигающие значительной мощности. По преобладающему
тому или иному роду или отряду их так и называют: фузулиновые (из
фузулин) известняки, рабдамминовые (из рабдаммин) песчаники и т.д.
Органогенные известняки являются хорошим строительным материалом.
Они широко используются при строительстве и украшении зданий. Многие
египетские пирамиды сложены нуммулитовыми известняками.
Фораминиферы - одна из главнейших групп, которые используются
при построении стратиграфических схем: в первую очередь верхнего
палеозоя и мезозоя. При помощи фораминифер можно проводить
палеогеографические реконструкции, восстанавливать климат прошлого,
определить глубину и соленость древних бассейнов.
К радиоляриям (Radiolaria) принадлежат планктонные
микроскопические морские животные, ажурный кремневый скелет которых
имеет шаровидную, дисковидную или шлемовидную форму с
многочисленными тонкими иглами. Размеры – менее 1 мм. Скелет является
опорой для животного и приспособлен для парения в воде. Живут с
докембрия по наше время.
Современные радиолярии населяют преимущественно тепловодные бассейны, они
встречаются вплоть до абиссали.
Скопления радиолярий образуют такие породы, как трепел (опоку),
радиоляриты (окаменевший глубоководный радиоляриевый ил). В
стратиграфии используются редко, в основном для определения возраста
палеозойских кремнистых толщ, палеогеновых и четвертичных отложений.
Организмы подцарства Многоклеточные (Metazoa) подразделяются
на два надраздела: примитивные и настоящие многоклеточные животные.
В надраздел Примитивные многоклеточные животные
объединяются животные с внутриклеточным и пристеночным пищеварением,
как у простейших. Дифференциация клеток не стабильна, не образуются
119
ткани и органы, у эмбрионов не закладываются зародышевые листки
(зародышевые листки – это слои тела зародыша, которые образуются на
определенной стадии его развития). Ниже рассмотрим два типа этих
животных: тип губок и тип археоциат.
К типу Губки (Spongia) (греч. sponges – губка) относятся наиболее
примитивные из многоклеточных животных. Клетки их тела не образуют
настоящих тканей и обособленных органов. Внешняя форма тела губок –
бокаловидная, чашевидная, мешковидная, древовидная. Размер – в пределах
от нескольких мм до 1.5 м. Внутри тела расположена полость, открытая в
верхней части. Тело губок покрыто порами. Через поры в тело губки
попадает вода с пищевыми частицами, а оттуда выбрасывается вверх через
отверстие – устье за пределы тела губки.
В процессе пищеварения активно участвуют жгутиковые клетки с плазматическими
воротничками, в которых находятся жгутики. Клетки выстилают внутреннюю
поверхность губок и мелкие камеры. Движение жгутиков создает ток воды с пищевыми
частицами. Пища задерживается на клейкой поверхности плазматических воротничков.
Скелет губок состоит из микроскопических игл – спикул – это
характерная особенность этих животных. Спикулы находятся внутри мягкого
тела губки. Они могут срастаться своими концами, образуя массивный
скелет, или быть изолированными друг от друга. Состав спикул –
известковый, кремнистый или роговой, форма одноосная, трехосная,
четырехосная или многоосная.
Размножение происходит половым путем или почкованием.
Губки – преимущественно морские, одиночные или колониальные
организмы, ведут прикрепленный образ жизни, иногда свободно лежат на
дне. Живут в морях до глубины 6000 м и предпочитают бассейны с
нормальной соленостью.
Губки известны с докембрия. Произошли они от простейших из типа
жгутиковых, что доказывается присутствием в их теле жгутиковоротничковых клеток.
Скопления губок, точнее, их спикул, образуют породы спонголиты. Целые скелеты
губок встречаются не так часто. В стратиграфии губки используются мало.
Представители типа Археоциаты (Archaeocyatha) (греч. archaios – древний, cyathus –
небольшой кубок) – это одиночные или колониальные прикрепленные животные,
обитатели мелководной зоны теплых морей. Скелет известковый кубковидной,
120
дисковидной или пластинчатой формы. У большинства археоциат он состоял из двух
конических бокалов, вставленных друг в друга. У таких археоциат имелся интерваллюм
– пространство между внутренней и наружной стенкой, и центральная полость. В
интерваллюме располагались вертикальные элементы – септы (радиальные пористые
перегородки) или тении (искривленные пористые или непористые пластины), а также
горизонтальные элементы – пористые днища. Стенки археоциат также пронизаны
порами. Наряду с двустенными археоциатами встречаются одностенные археоциаты.
Размеры животных от нескольких мм до 40 см в высоту. Размножались почкованием и
половым путем. У них имелись личинки, которые какое-то время жили в воде, затем
оседали на дно.
Археоциаты появились и вымерли в нижнем кембрии. Они являются
стеногалинными, бентосными: прикреплялись к субстрату нижней частью
кубка или были свободно лежащими. Оптимальные условия для их развития:
достаточно высокая температура, нормальная соленость бассейна, глубина в
пределах 20-30 м, наличие твердого субстрата. Они относятся к
фильтраторам.
Археоциаты имеют большое значение как руководящие ископаемые
нижнего кембрия. Они широко используются для расчленения и корреляции
разрезов, в том числе удаленных.
Археоциаты – древнейшие рифостроители. В построении рифов вместе с ними всегда
принимали участи цианобионты. Скопления известковых скелетов археоциат образуют
толщи археоциатовых известняков. Известняки используются в качестве строительного
и отделочного материала.
Настоящие многоклеточные отличаются от примитивных многоклеточных
-
наличием внеклеточного пищеварения, которое происходит в
специальных полостях пищеварительной системы, при этом
внутриклеточное и пристеночное пищеварение сохраняются);
наличием органов и тканей;
тем, что в эмбриональном развитии у них закладываются два
или три зародышевых листка.
Настоящие многоклеточные подразделяются на низшие
беспозвоночные (раздел радиально-симметричные или лучистые – Radiata),
121
которые имеют два зародышевых листка, и высшие беспозвоночные и
хордовые (раздел двусторонне-симметричные – Bilateria), которые имеют три
зародышевых листка.
В раздел Radiata (Радиально-симметричные или лучистые)
включены животные, имеющие два зародышевых листка или два слоя
клеток: эктодерма и эктодерма. За счет эктодермы у взрослого животного
возникает эпидермальный слой, состоящий из мышечных, нервных,
стрекательных, скелетообразующих и других клеток. За счет энтодермы
образуется внутренний гастральный слой, состоящий в основном из
разнообразных пищеварительных клеток. Среди радиат большое
стратиграфическое значение имеет тип Стрекающие (Cnidaria).
Книдарии (греч. cnidos - нить) раньше назывались кишечнополостными
(целентератами). Это водные, главным образом морские многоклеточные
животные, имеющие радиальную симметрию.
У книдарий имеется пять функциональных систем: пищеварительная,
мышечная, нервная, половая, скелетная. Выделительная, кровеносная и др.
системы отсутствуют.
Тело стрекающих представляет собой мешочек со стенками
трехслойного строения. Внутри мешочка находится пищеварительная
полость с ротовым отверстием вверху. Вокруг ротового отверстия
располагается венчик щупалец, количество которых может достигать 100.
Через ротовое отверстие вода с микроскопическими организмами попадает в
полость и оттуда вместе с экскрементами выбрасывается наружу. Таким
образом, пищеварительная система не сквозная.
Стрекающие имеют нервные клетки, органы чувств, мускульную
систему, стрекательные капсулы (отсюда и их название). Последние состоят
из полости с ядовитой жидкостью и свернутой в ней нити. При
соприкосновении с другими животными нить выбрасывается, как гарпун,
ранит и парализует их.
Многие представители этого типа образуют твердый известковый
скелет, сохраняющийся в ископаемом состоянии. Книдарии подразделяются
на несколько классов, наибольшее значение для стратиграфии имеет класс
коралловых полипов. Из современных стрекающих, кроме кораллов, широко
известны медузы и гидры.
Класс Коралловые полипы (Anthozoa) включает морские животные,
одиночные или колониальные. Колониальные кораллы образуют рифовые
постройки в мелководной зоне теплых морей нормальной солености.
Одиночные кораллы обитают на разных глубинах, нередко до 1500-2000 м.
Коралловые полипы образуют известковый скелет. Скелет отдельной
особи называется кораллитом. Он представляет собой трубочку с
радиальными перегородками – септами и поперечными перегородками –
днищами. Некоторые кораллы не имеют скелета (актинии).
122
В основном кораллы – бентосные прикрепленные или свободно
лежащие формы. Отдельные из них могут передвигаться (актинии), прыгать
(морские перья), либо закапываться (некоторые актинии и морские перья).
Первые кораллы известны с венда. Эти формы не имели известкового
скелета. Кораллы со скелетом появляются с кембрия. Класс широко
распространен и сейчас.
В классе имеется несколько подклассов, среди них более важны в геологии табуляты и четырехлучевые кораллы. Оба подкласса –
вымершие. Эти кораллы принимали активное участие в породообразовании в палеозое. Они являются рифообразователями.
Рифовые постройки кораллов со временем окаменевали и превращались в коралловые известняки, которые в некоторых случаях
стали ловушками нефти и газа. Высокая требовательность кораллов к условиям обитания (нормальная соленость бассейна, малые
глубины, тепловодность, чистая и прозрачная вода) позволяет широко использовать их при палеогеографических реконструкциях.
Остатки кораллов широко используются для определения возраста стратиграфических подразделений палеозойской эратемы.
В подкласс Табуляты (Tabulata) относят морские, исключительно
колониальные животные палеозойской эратемы. Они появились
возможно в кембрии, жили до перми.
Колонии табулят имеют различную форму (массивную, кустистую,
ветвистую, цепочечную) и состоят из известковых трубочек – кораллитов, с
хорошо выраженными многочисленными днищами (tabula). Форма
кораллитов: призматическая с многоугольными поперечными сечениями или
цилиндрическая с круглыми или эллиптическими поперечными сечениями.
Септы развиты слабо (имеют вид небольших шипиков). Мягкое тело коралла
– полип – располагалось в верхней части кораллита в углублении,
называемом чашечкой. Кораллиты сообщались друг с другом через
соединительные образования или поры. Размеры кораллитов в диаметре от
0.2 до 10.0, чаще 0.8-2.0 мм, но колонии достигали 1.5 м в поперечнике.
Табуляты размножались путем почкования или продольным делением
кораллитов.
Табуляты появились в ордовике, расцвет их приходится на силур и
девон, в перми они полностью вымирают.
Подкласс Четырехлучевые кораллы (Tetracoralla) или Ругозы
объединяет вымерших палеозойских животных c известковым скелетом.
Среди них известны одиночные и колониальные формы. Колониальные
формы образуют массивные или кустистые колонии, состоящие из
призматических или цилиндрических кораллитов, этим несколько
напоминают табулят. Одиночные ругозы нередко имеют вид рога. Размеры:
колонии до 1.5 м в диаметре, до 0.5 м в высоту. Одиночные формы имеют
диаметр 3-6 см и максимальную высоту 25 см.
Ругозы отличаются от табулят в первую очередь присутствием в кораллите множества вертикальных перегородок – септ, наличием
одиночных форм (табуляты всегда колониальные), а также в целом более крупными размерами. У ругоз хорошо развиты также
днища и пузырчатая ткань внутри кораллита, в центре бывает столбик. Размножаются почкованием или половым путем.
Ругозы встречаются с ордовика по пермь.
В раздел Двусторонне-симметричные (Bilateria) (лат. bi – дважды,
lateralis – бок, сторона) объединены настоящие многоклеточные животные, у
которых имеются три зародышевых листка (эктодерма, энтодерма,
мезодерма) (у радиальных животных – два листка). Из экдодермы
123
образуются покровные образования, в том числе и наружный скелет, органы
чувств и нервная система. Энтодерма дает начало пищеварительной системе,
а мезодерма – внутреннему скелету, кровеносной и остальным системам.
Пищеварительная система обычно снабжена ротовым и анальным
отверстиями (у радиальных – только одно отверстие).
В разделе выделяются два подраздел Первичноротые (Protostomia)
(греч. protos –первый, stoma – рот) и Вторичноротые (Deuterostomia) (греч.
deuteros – второй, stoma – рот). У первых рот зародыша превращается в
ротовое отверстие взрослого животного, у вторых рот зародыша замыкается
и ротовое отверстие взрослого животного возникает на другом месте (кроме
брахиопод). Кроме того, от первичноротых вторичноротые отличаются также
иным способом закладки мезодермы. Из подраздела первичноротых
рассмотрим типы мшанок, кольчатых червей, членистоногих и моллюски,
среди вторых - типы брахиопод, иглокожих, полухордовых, хордовых.
Тип Мшанки (Bryozoa) (греч.bryon – мох, zoa – животные) объединяет
колониальных животных, обитающих в зоне мелководья, преимущественно
морских, реже они живут в солоноватоводных и пресных водоемах. Ведут
прикрепленный образ жизни.
Колониальные постройки мшанок состоят из органического (не
сохраняется в ископаемом состоянии) или известкового вещества.
Незначительные по размерам колонии могут быть кустистыми, сетчатыми,
пластинчатыми и обрастающими. Колонии мшанок состоят из
многочисленных ячеек в виде цилиндров. В ячейках расположены отдельные
сообщающиеся между собой особи. Размеры их не превышают 1 мм.
В передней части тела особи находится ротовое отверстие, окруженное
венчиком щупалец, улавливающих пищу. Недалеко от ротового отверстия
помещается анус (может отсутствовать). Передний конец тела животного
может выпячиваться из ячейки и втягиваться при помощи мышц. У мшанок
имеется пищевод, желудок и кишечник. Питаются микроорганизмами
(диатомеи, простейшие). Размножаются почкованием и половым путем.
Кровеносная, дыхательная, а у многих мшанок и выделительная
системы отсутствуют. Нервная система упрощена и состоит из одного
нервного узла.
Особенность мшанок – полиморфизм колонии. Особи имеют различное
строение и выполняют различные функции.
Мшанки нередко образуют известковые рифы. Живут с кембрия по
наши дни. Широко используются в стратиграфии фанерозоя.
Представители типа Кольчатые черви (Annelida) (лат. annelus –
колечко) распространены широко, встречаются во всех широтах как в воде,
так и на суше. Тело червей сегментировано, т.е. состоит из множества
сегментов – «колечек», и заключено в кожно-мускульный мешок. В каждом
сегменте повторяется набор органов почти всех систем. На передней части
124
тела имеется головная лопасть, на задней – анальная. Развиты
пищеварительная, половая, мышечная, нервная, кровеносная, иногда –
дыхательная системы. Органы чувств – глаза, обонятельные ямки, органы
равновесия и осязательные придатки. Органы чувств концентрируются на
переднем конце тела. Примитивные аннелиды имели на каждом сегменте
параподии («ножки») – выросты кожно-мускульного мешка.
Кольчатые черви, ведущие неподвижный образ жизни, строят
наружный скелет. Скелет имеет вид изогнутых и спирально свернутых
трубочек. Состав его – известковый, хитиновый, роговой и
агглютинированный.
Образ жизни червей различный: они ползают, зарываются, плавают или
прикрепляются к предметам. В ископаемом состоянии от червей
сохраняются кроме скелета часто следы их ползания, зарывания или
поедания грунта.
Достоверные кольчатые черви появились в венде, одни из них были
бесскелетными и от них сохранились отпечатки и следы жизнедеятельности,
другие имели скелет (сабеллитиды). Современными представителями этого
типа являются дождевые черви и пиявки. Морские формы кольчатых червей
живут на различных глубинах вплоть до ультраабиссали. Они, например,
помпейский червь, входят в сообщество денсали.
Кольчатые черви дали начало членистоногим и моллюскам.
Используются в основном в стратиграфии докембрия. Скопления трубок
создают серпулитовые известняки. Благодаря червям многие осадочные
породы являются вторично-биогенными по происхождению: значительная
часть осадка проходит через кишечник этих животных.
Тип Членистоногие (Arthropoda) (греч. arthrо – сочленять, podos –
нога) - наиболее обширный тип беспозвоночных животных. Для его
представителей характерно сегментированное тело и парные членистые
конечности. Тело многих животных заключено в твердый хитиновый
панцирь. Панцирь периодически сбрасывается и заменяется новым. Мягкое
тело растет преимущественно между линьками. Имеются голова, грудь и
брюшко.
Кроме панциря встречаются щиты, оболочки, либо две створки,
обызвествленные в различной степени.
Высокого развития достигают нервная, кровеносная, пищеварительная,
эндокринная, выделительная и мышечная системы. Из органов чувств
наиболее развиты глаза, которые имеют простое или сложное строение.
Дыхание осуществляется посредством жабр, легких, воздухоносных трубок –
трахей. У многих имеется сердце.
В настоящее время они обитают в самых различных условиях
географической среды. Они - единственные из беспозвоночных, освоивших
воздушное пространство.
125
Первые членистоногие известны с венда, многие из них (раки, пауки,
многоножки, насекомые) обитают в настоящее время.
В геологическом отношении наиболее важны представители класса
Трилобиты (Trilobita) (лат. tri – три; lobos – лопасть). В стратиграфии также
широко используются ракообразные.
Трилобиты – наиболее примитивная, вымершая группа
членистоногих. Тело трилобита покрыто сверху хитиновым панцирем,
который и сохраняется в ископаемом состоянии. Тело трилобитов двумя
продольными бороздами делится на осевую и две боковые части. Отсюда и
их название – трехлопастные. В спинном панцире можно выделить головной
щит, туловище и хвостовой щит (рахис). Выпуклая осевая часть головного
щита называется глабелью, а уплощенные боковые части – щеки. По обе
стороны от глабели располагаются глаза, они могут сидеть на стебельках. У
некоторых трилобитов глаза отсутствуют. Это связывают с обитанием их на
илистых грунтах, в зоне взмучивания на мелководье.
Туловищный отдел состоит из 2-44 туловищных сегментов,
соединенных подвижно. Хвостовой щит состоит из 1-34 недоразвитых
сегментов, может заканчиваться шипами.
О внутреннем строении трилобитов известно мало. На брюшной
стороне в передней части животного находилось ротовое отверстие. За
коротким пищеводом следовал желудок, расположенный под глабелью, а
длинный кишечник протягивался под туловищным отделом панциря.
Трилобиты – исключительно морские, преимущественно мелководные
бентосные животные. Жили близ дна: медленно плавали, чаще ползали,
иногда веди роющий образ жизни. Незначительное количество мелких
трилобитов были планктонными. Среди трилобитов были растительноядные
формы, илояды, падалееды и хищники.
В процессе эволюции трилобиты стали обладать способностью к
свертыванию. Это было приспособлением для защиты брюшной
незащищенной части тела от появившихся хищных животных (рыбы,
головоногие моллюски и др.).
От трилобитов в ископаемом состоянии встречаются части панциря
(находки целых экземпляров редки), отпечатки, а также следы передвижения.
В исключительных случаях сохраняются отпечатки глаз, пищеварительного
тракта, конечностей и т.д.
Расцвет трилобитов – кембрий – силур, но жили они до конца палеозоя.
Очень важная группа в стратиграфии нижнего палеозоя, особенно кембрия и
ордовика. По ним проводится очень дробное расчленение отложений. В
венде встречены бесскелетные трилобитообразные.
Трилобиты используются в палеогеографических построениях.
Породообразователями не являются.
126
Класс трилобитов разделяется на два подкласса: Miomera
(Малочленистые), имеющие два, иногда три туловищных сегмента, и
Polymera (Многочленистые), в туловищном отделе которых насчитывается
множество сегментов.
Класс Ракообразные (Crustacea) (лат. crustaceus – имеющий раковину
или корку) - это обитатели водной среды, преимущественно морские.
Современные представители – раки, крабы, креветки и др. Дыхание
жаберное. Имеют наружный хитиновый, реже известковый скелет в виде
панциря, двустворчатой раковины или домика. Размеры ракообразных от
нескольких долей мм до 80 см в длину.
В составе класса выделяются несколько подклассов. Рассмотрим
одного из них - подкласс Ракушковые рачки (Ostracoda) (греч. ostracon –
раковина). Подкласс объединяет ракообразных с известковой двустворчатой
раковиной. Раковинки от долей мм до 1-2 см, но обычно микроскопические,
без линий роста (животные линяют). Поверхность их гладкая или несет
бугорки, ребра, шипики. Обычно одна створка больше другой и объемлет ее.
Створки смыкаются с помощью связки или замка, состоящего из выступов на
одной створке и ямок на другой. Смычный край прямой.
Тело не имеет сегментации, оно несет от одной до трех пар
конечностей. На голове присутствуют антенны и измененные конечности.
Глаза простые. Организмы раздельнополы.
Остракоды обитают в разнообразных условиях: морских,
солоноватоводных и пресноводных, в том числе в лужах и влажных лесных
подстилках. Они ведут бентосный (ползающий, зарывающийся) или
планктонный образ жизни.
Первые остракоды известны с кембрия.
Поскольку эта группа встречается в разнофациальных (морских и континентальных) отложениях, значение ее для стратиграфии
(особенно нефтегазоносных районов) очень велико.
Тип Моллюски (Mollusca) (лат. – мягкий, мягкотелый) - это весьма
обширная группа, широко используемая в стратиграфии. В большинстве
своем моллюски – обитатели моря, но некоторые живут в пресных водах и на
суше. По численности занимают второе место после членистоногих среди
беспозвоночных животных.
Тело моллюсков не сегментировано и состоит из головы, туловища, где
находятся внутренние органы, и ноги или щупалец, которые используются в
основном для передвижения. Внутренние органы покрыты кожной складкой
– мантией, которая у многих моллюсков выделяет раковину, хитиновую или
известковую.
Моллюски принадлежат к числу высокоорганизованных животных с
кровеносной системой, пищеварительными органами, нервной системой,
органами чувств. Центральный орган кровеносной системы – сердце.
Дыхание осуществляется с помощью жабр или легких. Размножаются
половым путем.
127
Моллюски ведут придонный или плавающий образ жизни. Они
обитают на всех широтах и на глубинах до 7000 м. Больше всего их в
верхней сублиторали. Среди их имеются фильтраторы, растительноядные,
хищные и падалееды.
Моллюски известны с верхнего венда. Их предками считаются кольчатые черви.
Геологическое значение имеют брюхоногие (гастроподы), двустворчатые (пелицеподы) и головоногие (цефалоподы) моллюски.
Класс Брюхоногие моллюски (Gastropoda) (греч.gaster – желудок, pous – нога) - самый многочисленный класс среди моллюсков.
Мягкое ассиметричное тело состоит из трех частей: головы, туловища и ноги, при помощи которой оно ползает.
Нервная система и органы чувств сконцентрированы в головном
отделе. Размножаются половым путем. Гастроподы раздельнополые или
гермафродиты, живородящие или размножаются яйцами.
Большинство гастропод имеет раковину. Раковина, в которую
помещается тело, имеет улиткообразную или колпачковидную форму, или
спирали, свернутой в одной плоскости. На поверхности раковины имеются
ребра, бугорки, шипы. В раковине различают вершину, завиток, состоящий
из оборотов, и устье. Туловище спиральнозавитых гастропод длинное,
червеобразное и занимает всю раковину. На голове имеется 1-2 пары
щупалец и глаза, во рту – радула – терка для перетирания и измельчения
пищи. На задней части ноги у многих гастропод находится известковая или
роговая крышечка. При втягивании ноги внутрь раковины моллюск
закрывает крышечкой устье.
Размеры раковин от долей мм до 70 см.
Брюхоногие обитают в морских, солоноватых и пресных водах, а также на суше. Очень обильны гастроподы в море, где
распространены от зоны прибоя до глубин более 5000 м. Водные представители ведут ползающий образ жизни, некоторые
зарываются в грунт или прикрепляются к камням, часть плавает. На суше гастроподы также широко распространены. Их можно
увидеть от зоны вечных ледников до пустынь. Часть их - растительноядные, но есть и хищники, некоторые ведут паразитический
образ жизни.
Известны с конца венда, сейчас находятся в расцвете. Возникли от
предков, которые имели колпачковидную раковину.
Гастроподы являются породообразователями. Их скопления создают
ракушечники и гастроподовые известняки. Гастроподы широко
используются в стратиграфии кайнозойских отложений.
Класс Двустворчатые моллюски (Bivalvia) (греч. bi – два; valvia –
створка). Мягкое тело бивалвий их заключено в двустворчатую раковину –
отсюда и их название.
Мантия выстилает внутреннюю поверхность створок, разделена на две
лопасти и заключает все внутренние органы. На переднем конце тела имеется
ротовое отверстие. Короткий пищевод ведет в большой желудок, из которого
пища переходит в длинный кишечник, в конце которого имеется анальное
отверстие. Кровеносная система состоит из кровеносных сосудов и сердца с
двумя предсердиями. Имеются почки, две половые железы, нервная система
развита хорошо, а органы чувств относительно слабо. Дыхание
осуществляется жабрами. Радула отсутствует, питаются они мелкими
микроорганизмами и органическим детритом.
128
Створки разнообразны по форме: округлые, овальные, округленнотреугольные и др. Поверхность раковины гладкая или скульптирована: она
несет радиальные или концентрические ребра, складки, шипы, бугорки,
гребни. Они улучшают прочность раковины. Зарывающиеся двустворки
обычно гладкие, только с линиями нарастания. Верхняя часть раковины, от
которой начинается ее рост, называется макушкой. Она может быть
смещенной (обычно к переднему краю) или центральной.
Раковины могут быть равностворчатыми и неравностворчатыми. У
первых моллюсков створки раковины были одинаковой величины, плоскость
симметрии проходит по линии их смыкания. Этим двустворки отличаются от
похожих брахиопод, у которых плоскость симметрии проходит поперек
створок через макушки. Неравностворчатые раковины характерны для
двустворок, прикрепляющихся к грунту или лежащих на одной из створок.
Для крепления створок друг с другом имеется замок, состоящий из
зубов и зубных ямок, как у остракод. Для открытия и закрытия створок
существуют связки и мускулы. В местах прикрепления мускулов на
внутренней стороне створки остаются мускульные отпечатки. След
прикрепления мантии к раковине носит название мантийной линии.
У передвигающихся двустворок имеется нога. У прирастающих она
служит присоской.
Двустворки – водные организмы, эвригалинные и эвритермные. Большинство их обитает в области мелководья. Однако до 2000 м
их достаточно много. Глубоководные сверлильщики встречаются до 7000 м. Питаются планктоном, часть из них грунтоеды,
древоточцы и лишь глубоководные представители являются плотоядными. Большинство форм зарывается в грунт, некоторые
прикрепляются к грунту, часть плавает.
Двустворки используются в стратиграфии мезозойских и кайнозойских отложений. Они являются хорошими индикаторами среды,
с их помощью можно определить характеристику древнего бассейна. Участвуют двустворки и в образовании органогенных и
органогенно-обломочных пород – ракушечников. В меловое время некоторые их представители являлись рифостроящими.
Двустворчатые моллюски известны с конца венда. Широко
распространены в мезозое, в кайнозое достигли своего расцвета.
По строению замка выделяются несколько отрядов двустворок (рядозубые, разнозубые, толстозубые и др.)
Класс Головоногие моллюски (Cephalopoda) (kephale – голова, podos
– нога). Головоногие – морские, активно плавающие животные. Они широко
распространены в палеозое и особенно в мезозое. Имеют тело с четко
выраженной головой, развитыми органами чувств. Во рту – челюсти и терка
для перетирания пищи. Вокруг рта – конечности – шупальца с присосками.
Щупальца выполняют функцию захвата пищи и частично передвижения. Но
основную роль в передвижении организма играет мускулистый орган –
воронка, которая находится на нижней стороне тела. Сокращение воронки
вызывает резкие выбросы воды из мантийной полости, благодаря которым
животное движется. У многих головоногих имеется чернильная железа,
которая вырабатывает жидкость, напоминающую чернила. Эта жидкость
выделяется животным при защите и нападении.
Головоногие моллюски – морские стеногалинные животные, ведущие
подвижный образ жизни, в основном хищники.
129
Геологическое значение разных групп головоногих различно.
Наибольшее значение из них имеют наружнораковинные головоногие аммоноидеи. Их представители быстро эволюционировали, что позволило
использовать их для дробного расчленения отложений. То, что они еще и
быстро расселялись и не зависели от фаций, еще более повысило их
ценность. Другие цефалоподы имели значение лишь для некоторых
стратиграфических уровней: белемниты – для мезозоя, ортоцератоидеи – для
ордовика и т.д. Цефалоподы используются также для реконструкции физикогеографических обстановок прошлого. Они являются породообразователями
(цефалоподовые известняки).
В классе выделятся два подкласса: наружнораковинные и
внутреннераковинные цефалоподы.
У наружнораковинных цефалопод раковина расположена снаружи, форма ее - от прямой до спирально свернутой в одной
плоскости. Раковина разделена перегородками на камеры. В последней находится мягкое тело животного, прикрепленное к стенке
раковины при помощи мускулов. Остальные камеры воздушные. Перегородки, соединяясь с внутренней стенкой раковины,
образуют перегородочную (лопастную) линию разной конфигурации. От заднего конца тела через все перегородки проходит
тонкое кожистое образование – сифон. Сифон содержит кровеносные сосуды и прикрепляет животное к раковине. Кембрий – ныне.
Почти все головоногие моллюски, входящие в подкласс внутреннераковинных цефалопод, - вымершие. Наибольшее
геологическое значение имеет отряд белемноидей, характерный для мезозоя. Внутренний скелет состоит из ряда элементов,
основной – ростр. Имеет коническую или цилиндрическую форму. На поперечном расколе ростра видны радиально
расположенные кристаллы кальцита. В ископаемом состоянии встречается часто, его называют «чертов палец». Первые
представители подкласса появились в карбоне.
Представители типа Брахиоподы или Плеченогие (Brachiopoda)
(греч. brachis – плечо, podos – нога) принадлежат к морским бентосным
вторичноротым животным. Они прикрепляются ко дну посредством ножки
(иногда ножка отсутствует), размножаются половым путем. Оплодотворение
половой клетки происходит в воде.
Мягкое тело животного находится в двусторонне симметричной двустворчатой раковине. Створки – брюшная (обычно более
выпуклая и крупная) и спинная. Они неодинаковы по форме и размерам. Плоскость симметрии проходит через макушку створок, а
не между створками, как у несколько похожих на них двустворок.
Нижние части створок снабжены выступами – макушками. На макушке
брюшной створки или под ней для выхода ножки расположено отверстие, по
форме округлое (форамен) или треугольное (дельтириум). У большинства
брахиопод посредине брюшной створки (от макушки до переднего края
раковины) проходит углубление – синус, на спинной створке против синуса
находится возвышение – седло. Выше макушки расположена узкая площадка
– арея.
Размеры раковин от 0.1 до 40 см в длину, но в среднем 3-5 см.
Раковины брахиопод сложены известковым, хитиновым и хитиновофосфатным веществом. Поверхность их покрыта ребрами и линиями
нарастания, бугорками.
Внутренняя сторона брюшной и спинной створок выстлана мягкой
перепонкой – мантией, которая выделяет раковину. Мантия состоит из двух
частей – лопастей – соответственно двум створкам, которые выстилает. В
задней части пространства раковины за мягкой перегородкой находятся
внутренние органы. У брахиопод имеется рот, пищеварительный канал с
желудком, анальное отверстие (может отсутствовать), сердце, почки. В
130
передней части раковины находятся два спирально свернутых кожистых
выроста – руки. Они начинаются по правую и левую сторону от ротового
отверстия и служат для дыхания и собирания пищи. Брахиоподы –
фильтраторы. Они питаются микроскопическими пищевыми частицами. Ток
воды с этими частицами и осуществляется этими руками. Руки
поддерживаются скелетными известковыми образованиями,
прикрепленными к внутренней стороне спинной створки – ручным
аппаратом.
Закрывание и открывание створок раковины происходит при помощи
мускулов. Сочленение створок у многих брахиопод осуществляется при
помощи замка, расположенного внутри раковины в примакушечной части.
Замок состоит из двух выступов в виде зубов на брюшной створке и двух
зубных ямок на спинной створке. Между зубными ямками расположен
замочный отросток, к которому прикреплены мускулы.
Брахиоподы в основном морские стеногалинные животные. Они являются сидячим бентосом, иногда лежат на дне. Большинство
ископаемых брахиопод жили на мелководье.
Первые представители этого класса известны с кембрия, широко распространены в палеозое. Встречаются и сейчас. Брахиоподы
имеют большое значение для стратиграфии палеозоя. По ним можно реконструировать физико-географические обстановки
прошлого. Являются породообразователями.
Брахиоподы делятся на два класса: беззамковые и замковые.
К классу Беззамковые (Inarticulata) (лат. in-отрицание, articulus –
сочленение) относятся самые древние, примитивные представители
плеченогих. Раковина хитино-фосфатная, рогово-известковая, иногда
известковая. Замок, аппарат ручных поддержек и отверстие для ножки
отсутствует. Ножка проходит между створками. Эти брахиоподы известны с
кембрия. Стратиграфическое значение имеют в основном для кембрия и
ордовика.
Класс Замковые (Articulata) (лат.articulus – сочленение) объединяет
плеченогих с известковой раковиной. Имеется отверстие для выхода ножки.
Хорошо выражены зубы и зубные пластинки. Замковые брахиоподы широко
применяются в стратиграфии палеозоя, особенно его второй половины.
Тип Иглокожие (Echinodermata) (греч. echinos- еж, dermatos – кожа)
включает бентоcных свободноподвижных или прикрепленных морских
животных, некоторые современные формы приспособились к пелагическому
образу жизни. Это обитатели морей с нормальной или близкой к нормальной
соленостью. К современным иглокожим относятся морские лилиии, морские
звезды, морские ежи, а также голотурии и офиуры. Некоторые иглокожие
известны только в ископаемом состоянии.
Известковый скелет иглокожих, или панцирь, состоит из тонких
известковых пластинок. Он имеет мезодермальное происхождение, т.е.
является внутренним (хотя и расположен у поверхности), и сверху покрыт
тонкой кожей. Нередко скелет несет шипики и иглы, особенно характерные
для морских ежей. Под микроскопом видно, что пластинки имеют
решетчатое строение
131
По составу скелет известковый. Все элементы скелета (таблички, иглы,
членики стебля, рук) обладают едиными кристаллографическими
свойствами. Они, подобно монокристаллу кальцита, обычно раскалываются
по ромбоэдру – шестиграннику со скошенными параллельными плоскостями.
Иглокожие обладают радиальной симметрией, обычно пятилучевой. Особенностью их является наличие воднососудистой, или
амбулякральной, системы. Она состоит из трубочек, мешочков и ножек. Выполняет функцию дыхания, осязания и движения.
Функцию дыхания выполняют также жабры или покровный эпителий. Пищеварительная система начинается ротовым отверстием,
от которого идет петлевидная трубка, заканчивающаяся анальным отверстием. Нервная система радиально-симметричная.
Кровеносная система представляет сложную серию лакун. Размножение происходит половым путем.
Размеры иглокожих различны – от 1 см (офиуры, морские звезды и др.)
до 1 м (морские звезды).
Предполагают, что иглокожие появились в венде, но достоверные их
представители известны с кембрия.
Иглокожие делятся на несколько классов.
Представители класса Морские пузыри (Cystoidea) (греч. kystis – пузырь) жили в раннем палеозое. Это стеногалинные
прикрепленные или свободно лежащие морские животные.
Скелет состоял из стебля, чашечки и редко рук – брахиолей. Чашечка шаровидная или яйцевидная, сложенная многоугольными
пористыми табличками беспорядочно или радиально расположенными и прочно соединенными между собой. Ее размеры невелики
и составляют 2-7 см.
Ротовое отверстие находилось в центре верхней стороны чашечки, оно было окружено венчиком коротких членистых брахиолей
(могли отсутствовать). Анальное отверстие находилось на верхней или боковой стороне чашечки. Оно имело круглую или
пятиугольную форму и было прикрыто табличками, образующими приподнятую пирамидку.
Большинство пузырей имели короткий или длинный стебель. Некоторые, возможно, лежали на дне.
Цистоидеи обитали в основном в сублиторали, образуя там поселения – «подводные луга». Они известны с ордовика, вымерли к
концу девона. Все являются руководящими формами, показатели сублиторали нормально-соленых бассейнов, породообразователи.
Дали начало морским лилиям и бластоидеям.
Класс Морские лилии (Crinoidea) (греч. krinon – лилия) – это морские
бентосные, реже пелагические планктонные организмы. В скелете четко
выделяются три части: корень, стебель и крона. Корень имеет отростки,
посредством которых прикрепляется к субстрату. Стебель состоит из
подвижно сочлененных элементов - призматических или цилиндрических
члеников, поэтому может изгибаться,и даже поворачиваться. Длина его у
ископаемых лилий достигала 20 м, у современных – до 1 м. Членики стеблей
разнообразны по форме: от звездчатых до округленно-пятиугольных и
круглых, а также округло-четырехугольных и овальных. Форма и размеры
центрального канала также разнообразны.
Крона состоит из чашечки, крышки и 5 рук - брахиолей. Чашечка имеет
различную форму от округлой до конической, сложена многоугольными,
чаще пятиугольными пластинками. В чашке располагалось мягкое тело.
Сверху чашечка прикрывалась крышечкой, либо закрыта кожистой
перепонкой.
Руки состоят из подвижных члеников, они могут ветвиться, в
результате чего возрастает площадь сбора.
Морские лилии известны с ордовика (кембрия?). Широко
распространены в морях палеозоя и мезозоя. Обитали в мелководной области
моря; теперь населяют области различных, в том числе и больших (до 10 км)
глубин. В палеозое они были все прикрепленными, в мезозое появились
132
формы без стебля и перешедшие к планктонному и псевдопланктонному
образу жизни. Среди современных форм господствуют бесстебельчатые
формы.
Скелеты лилий после гибели обычно рассыпаются на отдельные элементы. Чаще всего встречаются членики лилий, их скопления
образуют криноидные известняки. Морские лилии указывают на нормальную соленость, по их представителям можно определить
глубину и температуру бассейна.
Класс Морские ежи (Echinoidea) (греч. echinos- еж) - это морские
подвижные животные. Тело морских ежей заключено в шаровидный,
сердцевидный или дисковидный известковый панцирь, покрытый кожей.
Панцирь состоит из известковых пористых пластинок, на поверхности
которых расположены подвижные иглы разных размеров. В ископаемом
состоянии иглы обычно сохраняются отдельно от панциря. На панцире
остается след от иглы – бугорок.
Ротовое отверстие, за некоторым исключением, снабжено челюстным
аппаратом – аристотелевым фонарем, состоящим из зубов.
Морские ежи, как и другие иглокожие, размножаются половым путем.
В первоначальном развитии они проходят стадию планктонной личинки, что
способствует их широкому расселению.
Морские ежи бывают правильные и неправильные. Первоначально
появились правильные морские ежи, в мезозое к ним присоединились
неправильные морские ежи. Правильные ежи имеют пятилучевую
симметрию. В центре нижней поверхности панциря находится ротовое
отверстие, а на противоположной стороне панциря - анальное. Известны с
ордовика. Широко распространены в палеозое. Обитают преимущественно
на скалистых грунтах. Неправильные ежи имеют двустороннесимметричный панцирь. Рот и анус смещены из центрального положения.
Среди неправильных ежей встречаются челюстные и бесчелюстные
представители. Жили они с триаса до ныне.
Живших в палеозое правильных морских ежей называют древними, а живших с мезозоя – новыми. Палеозойские морские ежи
были, скорее всего, хищниками, новые морские ежи различались по способу питания.
В тип Полухордовые (Hemichordata) (греч. hemi – полу-, половина;
chorde – струна) объединены одиночные и колониальные животные, у
которых в районе глотки над передним концом пищеварительного тракта
имеется вырост (нотохорд), который считается зачатком хорды. Из
полухордовых наибольшее значение для геологии имеет класс Граптолиты.
Класс Граптолиты (Graptolithina) (греч. graptos – начертанный, lithos
– камень) - это вымершие колониальные животные с склеропротеиновым
(состоящим из полимеров белка) скелетом. Они вели планктонный или
псевдопланктонный (прикреплялись к плавающим организмам,
преимущественно водорослям), реже бентосный образ жизни.
Колонии (рабдосомы) граптолитов разнообразны: древовидные,
сетчатые, несетчатые и др.
У планктонных граптолитов колония состояла из полых роговых
веточек длиной до нескольких см, прикреплявшихся к общей пластине.
133
Пластинка поддерживалась во взвешенном состоянии при помощи
воздухоносного пузыря – поплавка. Вдоль ветки в один, два и редко в четыре
ряда располагались цилиндрические (конические, крючковидные и др.)
ячейки. В них помещались отдельные особи (зооиды) колонии.
У бентосных или псевдопланктонных граптолитов колонии имели
кустистую форму и состояли из отдельных ветвей, соединенных
перемычками. Прикреплялись они с помощью пластинки или корневидных
отростков. На ветвях, как и у планктонных граптолитов, располагались
ячейки с зооидами.
Полагают, что строение зооидов граптолитов похоже на строение
зооидов крыложаберных, с которыми они имеют черты сходства и вероятно
родственные связи. Один из представителей крыложаберных род
Rhabdopleura представляет собой колонию из очень мелких зооидов (менее 1
мм), на переднем конце которых имеются перистые руки с щупальцами; у их
основания находится ротовое отверстие. Зооиды заключены в теки цилиндрические органические трубочки. Теки состоят из узких лентовидных
полуколец, соединенных зигзагообразным швом. Начальная часть тек
располагается горизонтально, а средняя и конечная – приподнимаются над
субстратом. Новый зооид развивается из почки, ему предшествует
растворение участка стенки теки. Такой способ почкования,
сопровождающийся прорывом стенки, называется перфорирующим
почкованием. Этот способ характерен и для граптолитов.
Обитали граптолиты в мелководной спокойной части моря. Это стеногалинные животные. Остатки их сохраняются в виде
отдельных веточек в глинистых сланцах и реже в песчаниках и известняках. При массовом скоплении граптолитов порода
называется «граптолитовым сланцем».
Первые граптолиты известны с конца среднего кембрия, широко
распространены в ордовике и силуре и являются прекрасными
руководящими формами для этих периодов. Вымерли граптолиты в карбоне.
К типу Хордовые (Chordata) (греч. chorde – струна) относятся
вторичноротые двусторонне (билатерально) симметричные животные с
вторичной полостью тела и посегментным расположением главнейших
систем органов (спинномозговых нервов, мускулатуры, осевого скелета и
пр.).
Хордовые отличаются от беспозвоночных следующими признаками:
1.
Наличием внутреннего осевого скелета – хорды (или осевой
струны), составляющей опору тела. У одних животных хорда
сохраняется в течение всей жизни, у других – присутствует
только на ранней стадии развития и замещается во взрослом
состоянии позвонками.
2.
Центральной нервной системой в виде трубки, расположенной на
спинной стороне над хордой.
3.
Наличием жаберных щелей. У наземных позвоночных они только
закладываются у зародышей.
134
Хордовые имеют пищеварительный канал, который расположен под
осевым скелетом. Канал начинается ротовым отверстием и заканчивается
анальным. В брюшной полости расположены органы пищеварения,
выделения и размножения. Центральный орган кровообращения - сердце.
Характерной особенностью хордовых являются хвостовые плавники и
глоточные щели.
Хордовые животные обладают хорошей приспособляемостью: они
обитают на земле, в воде и освоили воздушное пространство. Наиболее
вероятными предками хордовых считают личинки древних иглокожих.
Первые (самые древние из известных) хордовые обнаружены в нижнем
кембрии. Они представляли собой мелких рыбообразных животных с
веретеновидным телом и отсутствием границы между туловищем и головой.
В состав типа Chordata (Хордовые) входят подтипы Tunicata
(Личиночно-хордовые), Acraniata (Бесчерепные), Conodontochordata
(Конодонты) и
Vertebrata (Позвоночные или Черепные). Для геологии имеют значение два
последних подтипа.
Конодонды (Conodontochordata) – это зубовидные микроскопические
образования: от долей мм до 1 мм, редко до 3-5 мм. Они образуют зубной
аппарат для захвата и перитирания пищи небольших (до 4 см) удлиненных
рыбообразных мягкотелых животных. Эти животные встречаются только в
виде отпечатков. Сами же конодонты сохраняются в ископаемом состоянии
хорошо, т.к. сложены форфатом кальция, близким апатиту.
Форма конодонтов разнообразна. По строению они разделяются на
простые (роговидные), стержневые (в виде пластинки с зубчатым краем) и
платформенные (похожие на стержневые, но более сложные). Цвет
конодонтов преимущественно янтарный.
Конодонты существовали с кембрия по триас. В кембрии встречаются
простые конодонты, в ордовике – как простые, так и стержневые,
платформенные конодонты появляются с силура.
Конодонты применяются в стратиграфии, наибольшее значение из них
имеют платформенные формы, т.к. они быстро изменялись и поэтому их
можно использовать для дробного (зонального) расчленения отложений.
Конодонты используются также для определения палеотемператур. Так,
исследования конодонтов из нефтегазоносных районов Аппалачей показали,
что существует связь окраски конодонтов от температур, которые на них
воздействуют. Светло-желтая, желто-коричневая и темно-коричневая окраска
конодонтов появляется при температурах от 50 до 300о, при этих
температурах возможны скопления нефти и газа. При температурах от 360 до
550о окраска конодонтов черная и белая молочная, при этих температурах
происходит разрушение углеводородов и газовые месторождения не
образуются. Таким образом, по окраске конодонтов можно сделать вывод о
перспективности площади на нефть и газ.
135
Основная особенность строения подтипа Позвоночные или Черепные
(Vertebrata) (лат. vertebrae – позвонок) – наличие в осевом скелете
позвонков. Способ образования и морфология позвонков различаются у
разных групп позвоночных. Важной особенностью является у этих животных
также наличие черепной коробки.
Первые позвоночные (бесчелюстные) известны с верхнего кембрия.
Но непосредственные предки позвоночных пока неизвестны,
соответственно неясен и их облик. Однако, привлекая данные по анатомии
современных и раннепалеозойских (первых позвоночных, встреченных в
ископаемом состоянии) бесчелюстных, ученые пришли к выводу, что предки
этих животных имели маленькие размеры и мягкое тело без челюстей и
парных плавников. Они обладали мозгом и парными сенсорными органами,
т.е. обоняния, зрения, равновесия и электрорецепции. Системы
кровообращения, размножения и пищеварения по строению напоминали
таковые у современных бесчелюстных.
Среди позвоночных выделяют две группы (раздела): анамнии – без
зародышевых оболочек, и амниоты – с зародышевыми оболочками. В первую
группу объединены класс Бесчелюстные, надкласс Рыбы (4 класса) и один
класс Амфибии надкласса Четвероногие. В амниоты включены остальные
классы.
Классификация позвоночных приведена ниже.
Тип Chordata Хордовые.
Подтип Vertebrata. Позвоночные.
Раздел Anamnia. Низшие позвоночные.
Класс Agnatha. Бесчелюстные.
Ветвь Gnatostomata. Челюстноротые.
Надкласс Pisces. Рыбы.
Класс Placodermi. Пластинокожие.
Класс Acanthodei. Акантоды
Класс Chondrichthyes. Хрящевые.
Класс Osteichthyes. Костные.
Подкласс Crossopterigii. Кистеперые.
Надкласс Tetrapoda. Четвероногие.
Класс Amphibia. Земноводные.
Раздел Amniota. Высшие позвоночные.
Класс Reptilia. Пресмыкающиеся.
Класс Aves. Птицы.
Класс Mammalia. Млекопитающие.
Позвоночные – самая высокоорганизованная и сложно построенная
группа животных. В ее истории большое значение имело прогрессивное
развитие головного мозга и органов чувств, благодаря чему эти животные
заняли господствующее положение на Земле.
Позвоночные ведут активный образ жизни, у них хорошо развиты
органы передвижения. Органы дыхания – жабры или легкие. Орган слуха
136
объединен с органом равновесия. Кровеносная система замкнутая. Они
относятся к раздельнополым животным.
Тело позвоночных покрыто кожей, состоящей из эпидермиса и
собственно кожи. Из эпидермиса развиваются роговая чешуя
пресмыкающихся, перья птиц, волосы, ногти, копыта и роговые чехлы
млекопитающих. Собственно кожа дает начало чешуе, кожным зубам,
кожным костям.
Скелет позвоночных может быть костным или хрящевым, внутренним и
наружным. Внутренний скелет состоит из осевого скелета (хорда,
позвоночник), который тянется от хвоста и заходит в голову, черепа и
конечностей. Внешний скелет состоит из кожных или накладных костей на
голове и плечевом поясе или имеет вид чешуйчатого покрова на остальном
теле.
Дентинно-эмалевые образования (зубы) у позвоночных находят с начала
ордовика, костные элементы скелета появились в конце силура.
Скелет позвоночных достаточно полно отражает строение мягкого тела
и всего организма в целом, поэтому по его остаткам можно изучить и
представить не только внешний вид всего ископаемого животного, но и
функции отдельных частей тела. Кроме того, развитие подтипа протекало
непрерывно от начала палеозоя до наших дней, благодаря чему родственные
связи между отдельными классами беспозвоночных устанавливаются более
точно, чем в других группах животных. Все это явилось причиной того, что
ископаемые представители подтипа использовались для изучения путей и
закономерностей эволюционного развития всех животных.
По сравнению с беспозвоночными, позвоночные имеют меньшее
стратиграфическое значение. Однако с успехом используются остатки рыб
для разработки стратиграфии девона, амфибий – континентальных
отложений перми и триаса, млекопитающих – кайнозойских отложений и т.д.
Ископаемые позвоночные широко применяются для палеогеографических
реконструкций.
Материал по отдельным представителям позвоночных приводится в
раздаточном материале «Позвоночные» (сост. О.В.Сосновская), студенты его
проходят самостоятельно.
2.1.5.2 Царство Растения (Phyta)
(греч. phyton – растения)
В царство растений включены неподвижные одноклеточные и
многоклеточные организмы с неограниченным верхушечным ростом,
имеющие плотные целлюлозные оболочки клеток и обладающие
автотрофным способом питания. Этот способ (фотосинтез) заключается в
137
создании органических веществ из неорганических с помощью энергии
света, поглощаемой хлорофиллом (реже другими пигментами).
По уровню организации (наличие или отсутствие эпидермиса,
проводящей системы, устьиц и др.) царство растений разделяется на низшие
и высшие растения.
К подцарству Низшие растения (Thallophyta) (греч. thallos –
зеленая ветвь, phyton – растения) относятся водоросли. Общее для них –
отсутствие дифференциации клеток на ткани. Тело водорослей называется
слоевищем (таллом) и не делится на стебель, листья и корни. Форма слоевищ
разнообразна. Водоросли могут быть одиночными и колониальными,
размеры составляют от несколько микрометров до 60 м.
Клетки водорослей кроме хлорофилла содержат окрашивающие
пигменты (каротин, пирофилл и др.), которые выполняют различные, в том
числе и окрашивающие функции.
Некоторые из водорослей образуют минеральный скелет, который
сохраняется в ископаемом состоянии.
Современные водоросли обитают в водоемах с различной соленостью
и пресных, в почве. В воде они ведут бентосный или планктонный образ
жизни. Поскольку они не могут жить без света, максимальная глубина
обитания бентосных форм невелика – до 130-200 м, планктонные обитают в
толще воды до глубины также 200 м.
Выделяются 7 отделов водорослей: динофитные, золотистые,
диатомовые, бурые, красные, зеленые, харовые. Они отличаются набором
пигментов, числом клеток, строением минерального скелета.
Первые водоросли известны из докембрия из отложений около 2
млрд. лет.
Большинство водорослей широко используется в стратиграфических
построениях: для детального расчленения отложений, а также и для
корреляций, в том числе удаленных, поскольку многие из них могут
разноситься волнами на большие расстояния. По некоторым водорослям
(например, диатомеям) можно производить климатическое районирование
бассейнов, определить соленость вод. Некоторые водоросли являются
породообразователями. Например, эпифитоновые водоросли участвовали в
образовании эпифитоновых, археоциато-эпифитоновых и др. известняков в
кембрии, диатомовые водоросли с палеогена - в образовании диатомитов,
красные водоросли принимали (особенно в мезозое и кайнозое) и сейчас
принимают участие в создании коралловых построек, зеленые водоросли
были рифостроителями в триасе, скопления харовых водорослей образуют
харовые туфы или харациты в девоне и т.д.
Тело представителей подцарства Высшие растения (Telomophyta)
(греч. – telos – конец, phyton – растения) расчленяется на органы: корень,
стебель и листья. Органы состоят из различных тканей: проводящих,
138
покровных, механических и основных. Для высших растений характерно
чередование двух поколений: полового (гаметофит) и бесполового, или
спорового (спорофит) с преобладанием одного из них.
В подцарстве выделено 7 отделов, из них моховидные,
проптеридофиты, плауновидные, хвощевидные и папоротниковидные
относятся к споровым растениям, голосеменные и покрытосеменные к
семенным растениям.
Основные признаки споровых растений:
- размножение происходит с помощью спор;
- гаметофит свободноживущий;
- ксилема состоит из трахеид – удлиненных клеток с толстой
оболочкой (ксилема - это группировка клеток, выполняющая
функцию перемещения вверх воды с минеральными солями); у
цветковых растений трахеиды заменяются сосудами);
- эволюция споровых связана с выходом растений на сушу и
формированием ствола, листьев и корня.
У растений Отдела Моховидные (Bryophyta) (греч. – bryon – мох,
phyton – растение) доминирует гаметофит. Он достигает полного развития и
состоит из дифференцированных органов и тканей. Спорофит не развит.
Мхи бывают двух видов. У одних тело представлено слоевищем и
имеет вид пластины, сложенной однотипными клетками, т.е. оно не
дифференцировано на листья и стебель. У других имеется стебель, покрытый
мелкими листьями.
В ископаемом состоянии слоевищные мхи известны из девона,
листостебельные – из карбона. Однако полагают, что мхи уже были широко
распространены в протерозое и раннем палеозое. Произошли они, скорее
всего, от зеленых водорослей.
Мхи встречаются в виде отпечатков и фитолейм. Возможно они были
углеобразователями, по крайней мере современные мхи участвуют в
образовании торфяников.
Отдел Проптеридофиты (допапоротники) (Propteridophyta) (греч.
phyton – растение) объединяет первые наземные растения с примитивным
строением, которые являются предковыми для птеридофитов. Эту группу
растений также называли псилофитами, а позже – риниофитами.
Проптеридофиты – травянистые или кустистые растения высотой 2070 см (редко до 3 м). Стебли дихотомически или латерально разветвленные,
они голые или с колючками. Настоящих корней не было, функцию
прикрепления выполняли подземные части стебля, снабженные ризоидами.
Настоящих листьев тоже не было, но были шиповидные выросты
эпидермиса. Функцию фотосинтеза выполняли стебли. Размножались
растения спорами, которые находились в спорангиях овальной или
веретеновидной формы.
139
То, что проптеридофиты были наземными растениями доказывается
наличием у них проводящих пучков, состоящих из древесины и луба, и
устьиц. Устьица служат для сообщения с атмосферой (газообмена и
испарения воды). Эти элементы у водных растений отсутствуют.
В ископаемом состоянии встречаются отпечатки дихотомически
ветвящихся побегов, стеблей, органы спороношения. Скопления побегов
образуют послои углей (барзасские угли девона Кузбасса).
Первые проптеридофиты известны с силура, расцвет приходится на
ранний и средний девон, в конце девона они вымерли. На сушу они вышли
около 400 млн. лет назад, но росли они в основном по берегам водоемов или
частично находились в воде.
Значение их велико: это первые выходцы на сушу. Они также дали
начало плауновидным и папоротникам.
Растения отдела Птеридофиты Pteridophyta (греч. pteron – крыло,
phyton – растение) представляют собой споровые растения, у которых тело
(спорофит) дифференцировано на корень и стебель; стебель разделяется на
главную ось, боковые ветви и листья; гаметофит свободноживущий. В отделе
выделено 5 классов. Часть этих растений вымерли, часть – дожили до наших
дней.
Растения класса Плауновидные (Licopodiopsida) (греч. lykos- волк,
podos – нога; Licopodium – плаун) произошли от проптеридофитов.
Современные их представители, как и первые, появившиеся в девоне
(силуре?), являются травянистыми растениями. Вымершие плауновидные
представлены, кроме того, деревьями и кустарниками. Они играли важную
роль в позднепалеозойской флоре.
Наиболее характерным и представительным из ископаемых
плауновидных является порядок Lepidodendralis (греч. lepidos – чешуя;
dendron – дерево) - лепидофиты. В порядок объединены крупные
плауновидные, представленные в основном древесными растениями.
Тропические лепидодендроновые достигали 40 м в высоту и до 2 м в
диаметре стволов. Стволы дихотомически делились и создавали наверху
широкую крону. Лепидодендроновые из северного умеренного пояса
(ангарские) имели меньшие размеры. Голые стволы их не превышали в
высоту 2 м, а диаметр – не более 20 см. На вершине ствола помещалась
щеточка листьев.
Листья лепидодендроновых не являются настоящими листьями, они
представляют выросты стебля – филлоиды. Обычно листья линейные мелкие,
но у некоторых растений они достигали 1 м в длину. Иногда листья
плауновидных по морфологии очень походили на листья хвойных.
Характерная особенность лепидодендроновых – прикрепление
листьев к особым образованиям – листовым подушкам – приподнятым
участкам ствола. Они имели определенную форму (округлую,
140
эллиптическую, ромбическую и т.д.) и закономерное расположение. По мере
роста дерева и опадания листьев ствол обнажался и на коре проступал
правильный рельеф этих образований.
У рода Lepidodendron подушки имели форму ромба, вытянутого по
длине ствола. В середине листовой подушки находился листовой рубец –
место прикрепления листа. В средней части листового рубца имеется три
отпечатка: центральный – листовой след (отпечаток проводящего пучка) и
два боковых – рубчики от воздухоносных тяжей. Еще два подобных
находятся ниже. Воздухоносные тяжи способствовали газообмену. Выше
листового рубца находится лигула (язычок), функции которого неясны.
Типы коры с различными листовыми подушками выделяются в
отдельные роды.
В ископаемом состоянии внешний слой коры сохраняется не всегда.
Более глубокие слои коры имеют уже иной облик. Разные типы сохранности
коры описаны под разными названиями.
Так, у коры рода Bergeria разрушена только наружная пленка и слабо
видны очертания листовых продушек. У рода Knorria разрушены более
глубокие слои коры, не сохраняются листовые подушки и рубцы, видны
только рубчики от проводящего пучка.
Для прикрепления деревьев имелись дихотомически ветвящиеся
подземные части стебля (стигмарии). Они имели отростки наподобие
корневых волосков, осуществлявших функцию питания. Эти отростки,
отпадая, оставляли след на «корне» в виде ямки.
Лепидодендроновые были разноспоровыми растениями. Они имели
микро и макроспоры, которые находились соответственно в микро- и
макроспорангиях. Спорангии располагались на спорофилах (спороносные
листья), которые составляли стробилы. Стробилы имели вид шишки, которая
располагалась на концах ветвей растения.
Достоверные лепидодендроновые известны из карбона – это время их
расцвета. В раннем триасе они вымирают.
Плауновидные
широко
используются
в
стратиграфии
континентальных отложений верхнего палеозоя. Все они являются
руководящими формами. Они участвовали в углеобразовании. Используются
для реконструкции палеоклиматов.
Класс Хвощовые или Членистостебельные (Equisetopsida) (лат.
Equus – лошадь, seta- щетинка; Equisetum – хвощ) представлены как
травянистыми формами, так и деревьями. Высота некоторых деревьев
достигала 20 м.
Основная особенность хвощовых – членистость стебля. Этой же
особенностью обладают ветки и корневища. Отдельные членики носят
название междоузлия, места их сочленения – узлы. Узлы на поверхности
образуют узловую линию. Поверхность стеблей гладкая или несет
141
продольные ребра. У древних форм ребра на стеблях в месте узлов не меняли
направление и были сквозными, у более поздних – меняли направление. В
этом случае соединение борозд в узле выглядит как поперечная
зигзагообразная линия.
Листья на стебле хвощовых располагаются мутовками. Они
различны: узкие, почти нитевидные, до удлиненных ланцетовидных,
клиновидные, перистые. Размеры – от несколько мм до несколько см в
длину. Некоторые листья вытянуты вверх по направлению к верхушке. У
других расходятся по радиусу от стебля в одной плоскости, создавая розетку.
Листья могут расти свободно или срастались основаниями, образуя у ствола
обвертку.
Корневища (подземные горизонтальные побеги) также членисты. Они
прикреплены к узлам и сильно разветвлены.
Споры заключены в спорангии, которые собраны в спороносные
колоски, расположенные на вершине стебля.
В ископаемом состоянии встречаются слепки внутренней полости
стволов и отпечатки стволов, отпечатки листьев, побегов, иногда органы
спороношения.
Первые хвощовые появились в девоне, расцвет их приходится на
карбон-триас. В современной флоре они представлены одним родом
Equisetum, который объединяет несколько десятков видов. Это травянистое
многолетнее растение.
Происхождение хвощевых неясно.
Хвощевые обильны в угленосных толщах. Широко используются в
стратиграфии континентальных отложений верхнего палеозоя. Вместе с
другими растениями являются породообразователями.
Растения класса Папоротники (Filicopsida) и в современной, и
ископаемой флоре достаточно многочисленны. Они представлены и
крупными древовидными формами до 20-30 м в высоту, и кустарниками, и
травянистыми формами. Встречаются лианоподобные папоротники.
Стебель растения (рахис) бывает простым и разветвленным. Иногда он
неразвит и является подземным.
Листья называются вайей. Размеры их различны – от несколько мм до
несколько метров. Листья могут быть цельными или сложнорассеченными.
Лист состоит из черешка и листовой пластинки, пронизанной жилками. У
прапапоротников, от которых вероятно произошли другие папоротники,
листовых пластинок не было, вместо них были уплощенные голые
ветвящиеся жилки.
По форме вайи бывают цельными, рассеченными, пальчатыми,
простоперистыми и сложноперистыми. Последние по степени сложности
различаются. У единождыперисторассеченных по бокам рахиса находятся
142
сегменты – перья. У дваждыперисторассеченных листьев от главного рахиса
отходят вторичные оси, к которым прикрепляются сегменты (перышки).
Перышки разнообразны по форме, краям, прикреплению, жилкованию,
типу прикрепления.
Выделяется четыре типа прикрепления перышек.
Пекоптеридное прикрепление осуществляется широким основанием
перышка, сфеноптеридное – клиновидным основанием, невроптеридное –
прикрепление небольшим участком основания с образованием «ушек»,
ангароптеридное – с помощью шипа.
Жилкование бывает параллельным, дихотомическим, просто- и
сложноперистым, сетчатым.
Споры папоротников находятся в спорангиях, которые располагаются
преимущественно на нижней стороне листа или по его краю. Как у
плауновидных и хвощевидных, у папоротников спорофит (бесполое
поколение) доминирует над гаметофитом (половое поколение).
Некоторые голосеменные имеют листья такой же формы, что и
папоротниковидные, поэтому не всегда можно уверенно определить
принадлежность стерильных (т.е. без органов спороношения) листьев даже к
отделам. Поэтому для стерильных листьев папоротниковидных и некоторых
голосеменных была разработана единая искусственная классификация, в
основу которой положены тип прикрепления, рассеченность и жилкование
перышек. Таким образом, одним и тем же названием, например, Pecopteris,
может быть назван представитель и папоротниковидных, и голосеменных.
Первые папоротники появились в среднем девоне. Широкого
распространения достигли в карбоне и перми. Ископаемые папоротники
росли во влажных лесах умеренных и тропических поясов, но древовидные
папоротники обитали преимущественно в тропических лесах. Сейчас
папоротники также распространены и приспособились к различным
условиям: они могут жить даже в сухих обстановках с дефицитом влаги,
вблизи ледников, а некоторые, являясь водными, в мангровых зарослях.
Папоротники используются в стратиграфии континентальных, в
основном угленосных) отложений верхнего палеозоя. По составу
папоротников можно узнать климат. Вместе с другими растениями они
являются породообразователями.
Основные признаки семенных растений:
- размножение осуществляется с помощью семян,
- мегаспоры созревают на спорофите и не покидают его,
- гаметофит не существует как самостоятельное растение,
- появляется сосудистая система.
Растения отдела Голосеменные (Gymnospermae) (греч. gymnos –
голый, sperma – семя) отличаются от споровых наличием семени. Но у них
отсутствует завязь, семя голое, отсюда и название. Этот способ размножения
143
является более совершенным. Смена поколений как у споровых растений
отсутствует. Прорастание спор и развитие гаметофитов у них происходит
непосредственно в спорангиях, таким образом гаметофиты являются частью
спорофита.
У голосеменных имеются микроспорангии, где имеются микроспоры, и
мегаспорангии с мегаспорами. Микроспора в микроспорангиях дважды
делится и превращается в микрогаметофит, который становится пыльцевым
зерном. После созревания пыльца высыпается из микроспорангия и
разносится ветром.
В мегаспорангиях прорастает мегаспора до многоклеточного
гаметофита, который содержит женские половые клетки. Пыльца попадает в
мегаспорангий, длительное время находится в нем и прорастает. После чего
взаимодействует с мегагаметофитом. Происходит процесс оплодотворения.
Образовавшийся зародыш развивается до определенного предела и
превращается в семя. Семя состоит из зародыша, запаса питательных
веществ и кожуры.
По сравнению со споровыми, семенные растения имеют более шансов
на выживание. Семя благодаря кожуре может долго сохраняться
жизнеспособным в неблагоприятных условиях, а молодое растение на
первых порах имеет необходимый запас питательных веществ.
Голосеменные представлены деревьями (до 112 м), кустарниками и
иногда лианами. Наблюдается резкая дифференциация на стебель и листья. У
современных голосеменных листья в большинстве игольчатые. У
ископаемых же они более разнообразны: округлые, языковидные,
стреловидные, лопастные, перистые, чешуевидные, игольчатые.
Семена голосеменных находятся в шишках. Шишки бывают
женскими и мужскими, пыльца находится в пыльниках, пыльцевые зерна – с
воздушными мешками. У современных голосеменных шишки могут быть
деревянистыми (сосна, кедр) и ягодообразными (можжевельник).
Голосеменные появились в позднем девоне, расцвет приходится на мезозой.
Представители отдела Покрытосеменные (Angiospermae) (греч.
angeion – сосуд, sperma – семя) являются самыми высокоорганизованными
растениями из известных. Для них характерно наличие цветка, плода и
сосудов, поэтому для этих растений предложено несколько названий:
цветковые, покрытосеменные и сосудистые.
Процесс размножения близок как у голосеменных, но имеет и
существенные отличия. Для размножения у покрытосеменных появляется
цветок с завязью, из которой формируется плод, а в полости завязи
созревают семена. В зависимости от числа семядолей в зародыше
покрытосеменные делятся на двудольные и однодольные.
144
Размеры покрытосеменных составляют от несколько см до 50 м
(эвкалипты). Среди них есть листопадные и вечнозеленые травы, кустарники,
лианы и деревья.
Покрытосеменные встречаются в различных условиях и
географически широко распространены. Кроме суши они обитают в пресных
водоемах (кувшинка) и в мелководной зоне морей (Зостера). Могут вести
паразитический образ жизни. Так, раффлезия, не имеющая стебля и листьев,
проникает в корни лиан и таким образом питается от другого растения. Она
образует самый крупный в мире цветок с диаметром около метра.
Внешне покрытосеменные очень разнообразны. Листья отличаются по
форме (от пластин до колючек) и строению, по жилкованию, по
расположению на стеблях и по строению устьиц. Для цветковых весьма
характерно сетчатое жилкование. Также весьма многообразны цветки и
плоды. Ксилема состоит преимущественно из сосудов, а не из трахеид.
Покрытосеменные появились в мелу (с баррема) и широко
распространены в кайнозое, поэтому кайнозой называют эрой
покрытосеменных (или кайнофитом). Произошли они от голосеменных,
вероятно, от беннеттитовых.
В ископаемом состоянии встречаются листья, древесина, семена, плоды
и пыльца покрытосеменных. Они используются в стратиграфических целях.
В палеогене и неогене покрытосеменные принимали участие в образовании
бурых и каменных углей, а в четвертичное время – торфяников.
Современные покрытосеменные широко используются в народном
хозяйстве. Они играют большую роль в очистке атмосферы.
Изучением современных спор и пыльцы занимается наука
палинология, а их древних форм – палеопалинология. В ископаемом
состоянии обычно сохраняются оболочки спор и пыльцы. Они широко
используются в стратиграфии фанерозоя, в основном с девона. Благодаря
тому, что споры переносятся на огромные расстояния, их можно
использовать для корреляции отложений разного происхождения –
континентальных, лагунных, морских.
Существует несколько методик извлечения спор и пыльцы из пород.
Процесс их выделения называется мацерацией. Породу первоначально
измельчают, затем подвергают воздействию химических соединений (кислот,
щелочей и др.). Чтобы отделить органические остатки от минеральной массы
применяют тяжелые жидкости и центрифугирование. Из выделенного из
породы органического вещества изготавливают препараты. Споры и пыльцу
изучают при больших увеличениях под микроскопом.
2.1.5.3 Царство Бактерии (Bacteria)
(греч. bacterion – палочка)
145
Бактерии относятся к прокариотам, т.е. безядерным организмам. В
целом они являются микроскопическими организмами, обычно их размер не
превышает 10 мкм, однако в районах «черных» и «белых» курильщиков
обнаружены их гигантские представители – до 1 см в поперечнике.
Форма
бактерий
разнообразна:
округленные,
прямые,
звездообразные, зонтиковидные и др. Они могут быть неподвижными или со
жгутиками.
Скопления бактерий образуют пленки, которые различимы
невооруженным глазом. Встречаются повсеместно и иногда в условиях, в
которых другие организмы существовать не могут. Например, их находят в
горячих источниках до 110-140о, в соленых водах до 32 % концентрации
NaCl.
В процессе жизнедеятельности бактерий накапливаются полезные
ископаемые: графит, карбонаты, фосфориты, нефть, газ, сера, пирит, селитра.
Бактерии активно участвуют в круговороте веществ в природе. В
настоящее время каждый день они перерабатывают около 5 млн. тонн
сульфатов и производят в этом процессе 1.5 млн. тонн сероводорода.
К прокариотам относятся не все бактерии, а только та их часть,
которые не имели ядра в клетке - архебактерии. В палеонтологической
литературе обычно архебактерии называют также бактериями.
Бактерии (архебактерии) известны из пород, возраст которых
составляет 3.8 млрд. лет. В отложения формации Фиг-Три (Южная Африка)
(3.2 млрд. лет) и серии Ганфлинт (Канада) (1.9млрд.) встречены органические
остатки, часть которых рассматривается также как бактерии.
2.1.5.4 Царство Цианобионты (Cyanobionta)
(греч. kyanos – синий, biontos – живущий)
Ранее цианобиотны относились к водорослям и назывались
«синезелеными водорослями», но когда выяснилось, что у них нет ядра в
клетках, их стали рассматривать среди прокариотов и дали другое название.
Иногда их называют «цианобактерии».
От бактерий цианобионты отличаются более сложной структурой,
наличием красящего пигмента и способностью выделять молекулярный
кислород при фотосинтезе.
Форма
цианобионтов
различна:
округлая,
эллиптическая,
цилиндрическая, яйцевидная и др. Размеры их обычно микроскопические.
146
Они могут быть одиночными и колониальными, а также образовывать
многоклеточные нити, которые могут ветвиться.
Цианобионты выделяют слизь, которая окружает клетку или
скопление клеток. Красящие пигменты (каротин, хлорофил и др.) определяют
их розоватую, желтоватую, сине-зеленую и почти черную окраску.
Современные цианобионты существуют в разнообразных условиях,
но основная масса населяет пресноводные бассейны. Они также могут жить в
условиях колебания солености и температур. Имеются цианобионты,
окисляющие сероводород до элементарной серы, которая откладывается на
поверхности их клеток. Кроме того, имеются известьвыделяющие
цианофиты.
В ископаемом состоянии цианобионты или продукты их
жизнедеятельности встречаются часто.
Известьвыделяющие цианобионты вместе с бактериями приняли
участие в создании строматолитов и онколитов.
Строматолиты – прикрепленные известковые слоистые постройки
разнообразной формы: пластовой, желваковой и столбчатой. Их образование,
точнее слоев, которые их создают, связано с сезонностью роста
цианобионтов и сопутствующих организмов.
Онколиты – круглые слоистые образования. Образуются при
перекатывании частиц (песчинки и др.), на которых нарастают цианобионты,
в неспокойной части моря.
И те, и другие не являются окаменевшими организмами как
таковыми, все они - лишь результат жизнедеятельности организмов и
процессов осадконакопления.
Исследователь строматолитов И.Н.Крылов писал, что «строматолиты
относятся к водорослям как болотные моховые кочки к растениям,
образовавшим их». Однако это не помешало использовать строматолиты в
стратиграфии докембрийских отложений. Считают, что их разнообразие
связано со систематическим составом организмов, их образующих.
Организмы в процессе эволюции изменяются, изменяются и строматолиты,
ими созданные. Следовательно, они могут быть использованы не только для
расчленения толщ, в которых встречаются, но и определения возраста.
Ранее строматолиты использовались широко. Сейчас значение их
уменьшилось, т.к. в сферу стратиграфии вовлекаются все более остатки
самих ископаемых организмов.
Ранее в стратиграфии использовались и онколиты, пока не было
выяснено, что эти желвачки одной и той же формы могут встречаться на
разных стратиграфических уровнях и для определения возраста бесполезны.
Цианобионты являются первыми организмами в истории Земли,
продуцирующими свободный кислород. Биогенный кислород в атмосфере
появился около 3.7-3.5 млрд. лет и его появление связывают именно с ними.
147
Самые древние цианобионты обнаружены (вместе с архебактериями)
в строматолитах, слагающих серию Ганфлинт (1.9 млрд. лет). В более
молодых породах их остатки обычны и часто многочисленны.
Бактерии и цианобионты дали начало эвкариотным клеткам, а
впоследствии и всем эвкариотным организмам. Считают, что современные
эвкариотные клетки животных, грибов и растений возникли в результате
сложного и многократного слияния (эндосимбиоза, симбиогенеза) бактерий и
цианобионтов с первичной эвкариотной клеткой, которую сами же перед
этим образовали. В формировании эвкариотной клетки животных принимали
участие различные бактерии. Растительные клетки образовались в результате
слияния различных фотосинтезирующих бактерий (пурпурных и др.) и
цианобионтов, давших начало хлоропластам, осуществляющим фотосинтез.
2.2 СТРАТИГРАФИЧЕСКИЙ МЕТОД
2.2.1 Предмет и задачи стратиграфии
Чтобы рассказать геологическую историю Земли, нужно первоначально восстановить последовательность геологических событий.
Эту, и многие другие задачи, выполняет стратиграфический метод.
Стратиграфия – геологическая дисциплина, изучающая
последовательность формирования комплексов пород в земной коре,
первичные их взаимоотношения в пространстве и периодизацию
геологической истории. Название происходит от stratum (лат.) – пласт и
 (греч.) – пишу, т.е. буквально переводится как описание пластов.
Объектом стратиграфии является не вся земная кора, а только
нормально пластующиеся геологические тела, т.е. осадочные, вулканогенные
и метаморфические породы.
Основные задачи стратиграфии:
- расчленение разрезов,
- корреляция (сопоставление) разрезов,
- определение возраста горных пород.
Расчленение разрезов. Стратиграфическим расчленением называется
деление конкретного разреза на отдельные слои и толщи по определенным
признакам (обычно литологическим) и выяснение последовательности их
залегания.
Стратиграфическая корреляция. Это сопоставление более или менее
удаленных друг от друга разрезов. Включает два этапа: выявление в
коррелируемых разрезах одновозрастных частей (слоев, толщ), например, с
помощью палеонтологического метода, и собственно корреляция. На
148
небольших территориях эта процедура может быть проведена методами
непосредственного прослеживания слоев, что возможно только в условиях
хорошей обнаженности. Обычно же используют косвенные методы
корреляции (литологический, палеонтологический и др.).
Определение возраста. В стратиграфии определяют относительный и
абсолютный возраст. Под геологическим относительным возрастом горных
пород понимается время какого-либо события в истории Земли по
отношению ко времени другого геологического события. Относительный
возраст определяется с помощью различных методов, в первую очередь
палеонтологическим. Абсолютный возраст измеряется конкретно в цифрах.
Для его установления используются изотопные методы.
В итоге выполнения всех этих задач создаются стратиграфические
схемы (шкалы) разных рангов.
2.2.2 Стратиграфические шкалы и стратиграфические
подразделения
В стратиграфических шкалах графически изображается последовательность
стратиграфических подразделений, развитых в данном районе.
Стратиграфические
подразделения
(или
стратоны)–
это
совокупности горных пород, образовавшиеся в течение определенного
интервала геологического времени. Примерами являются слой, пласт, свита и
т.д. Стратиграфическая колонка, составленная для небольшого участка,
отражающая последовательность формирования пород в его пределах – это,
по-существу, уже стратиграфическая шкала.
Шкалы бывают местные, региональные и общие. Общая
стратиграфическая шкала является эталоном, с которой увязываются
местные и региональные подразделения.
Наряду со стратиграфическими шкалами, как шкалами отложений,
существуют геохронологические шкалы – шкалы времени. В последних
показывается длительность и последовательность основных этапов развития
земной коры и Земли. Каждому стратиграфическому подразделению
соответствует геохронологическое. Например, кембрийская система стратиграфическое
подразделение,
а
кембрийский
период
–
геохронологическое подразделение, т.е. кембрийский период - это время
формирования отложений кембрийской системы.
Местные стратиграфические шкалы (МСШ). Эти шкалы
составляется для небольшой ограниченной площади, в пределах которой
последовательность отложений, их состав и другие их характеристики более
менее одинаковы и постоянны.
149
МСШ составляют местные стратиграфические подразделения:
комплексы, серии, свиты, пачки. Перечисленные подразделения являются
основными,
кроме
того,
используются
вспомогательные
стратиграфические подразделения, например, толща, слой (пласт) и его
модификации – маркирующий горизонт, линза и др.
Свита – основная единица МСШ и основная картируемая единица
при геологической съемке. Свита представляет собой совокупность развитых
в пределах какого-либо геологического района отложений, четко
отличающихся от ниже- и вышележащих свит литологической и
палеонтологической
характеристикой,
внутренним
вещественным
единством.
Свита должна иметь достаточно устойчивые основные признаки, по
которым она выделена, на всей территории своего распространения. Свита
имеет четкие или постепенные границы с подстилающими или
перекрывающими ее свитами. Взаимоотношения между свитами могут быть
согласными или несогласными.
Каждая свита имеет стратотип – эталон, наиболее полный разрез, с
которым сравнивают другие разрезы. Стратотипы введены для того, чтобы
геологи однообразно понимали данное подразделение.
Геохронологический эквивалент местного подразделения – термин
«время». Например, торгашинская свита – торгашинское время. Это значит
время формирования отложений торгашинской свиты.
Совокупность двух и более свит создает серию. Комплекс –
совокупность нескольких серий. Серия и комплекс могут не иметь
стратотипов.
Подразделения свиты: пачки, слои и т.д
Общая (международная) стратиграфическая шкала (ОСШ). Это
шкала, в которой все горные породы, слагающие земную кору, показаны в
определенной последовательности в соответствии с их относительным
возрастом.
Специфика общей шкалы заключается в том, что она отражает
непрерывность стратиграфической последовательности и поэтому принята за
международный стандарт геологического времени.
Любая местная и региональная шкала не идеальна, вряд ли в какой-то
из них можно наблюдать всю последовательность отложений от древних до
молодых, развитых в данном изучаемом районе или участке. Разрезы могут
быть неполными по разным причинам: из-за перерывов в осадконакоплении,
тектонических нарушений (срезаются части стратонов), из-за плохой
обнаженности и т.д. Возраст отдельных подразделений может быть не ясен, и
в стратиграфической колонке они будут иметь условное место.
В ОСШ нет перерывов, здесь представлена полная последовательность
всех отложений, развитых в осадочной оболочке Земли, идеальная
150
последовательность, которая нигде в конкретном месте не наблюдается. В
шкалу включены наиболее полные местные (реже региональные)
стратиграфические подразделения, как правило, их стратотипы,
географически расположенные в разных точках земного шара. Общие
подразделения устанавливаются с помощью различных методов
исследований.
При установлении общих стратиграфических подразделений
докембрия используются проявления крупной этапности развития земной
коры в избранных стратотипических местностях, а также смена комплексов
остатков организмов и продуктов их жизнедеятельности. Границы таких
подразделений определяются теми или иными геологическими событиями в
стратотипических местностях (проявления крупных тектонических движений
и процессов метаморфизма, усиление интрузивной деятельности, резкая
смена формаций и т.п.). Изотопные методы широко используются для
датирования докембрийских подразделений и их границ и играют ведущую
роль в межрегиональном прослеживании подразделений.
Для фанерозоя ведущим методом установления общих подразделений
является биостратиграфический метод. Границы общих подразделений
фанерозоя определяются, как правило, биотическими событиями, т.е.
проводятся по изменению в составе комплексов организмов.
При установлении общих стратиграфических подразделений
четвертичной системы (раздел-ступень) наряду с биостратиграфическим
методом ведущее значение приобретает климатостратиграфический; в ряде
случаев используются изотопный и палеомагнитный методы.
ОСШ состоит из стратиграфических единиц и соответствующих им
геохронологических единиц.
Общие стратиграфические подразделения
1.
2.
3.
4.
5.
6.
Акротема
Эонотема
Эратема
Система
Отдел
Ярус
1.
2.
3.
4.
5.
6.
Геохронологические
подразделения
Акрон
Эон
Эра
Период
Эпоха
Век
Раздел
7.
Хронозона
8. Звено
9. Ступень
7.
8.
9.
Фаза
Пора
Термохрон-криохрон
Акротемы (акрон) – высшие по рангу подразделения общей шкалы. В
разрезе земной коры их выделено три (снизу вверх): архей, протерозой и
151
подразделение без названия. Первые два нередко называют докембрием, что
означает, что включаемые в них отложения образовались раньше
кембрийской системы (кембрия).
Акротемы делятся на эонотемы, эонотемы – на эратемы, эратемы на
системы, системы – на отделы и т.д.; их геохронологическими эквивалентами
считаются соответственно эоны, эры, периоды, эпохи и т.д.
Подразделения (кроме докембрийских) ОСШ выше яруса, как правило,
не имеют самостоятельных стратотипов. Могут не иметь стратотипов раздел,
звено и ступень. Ярус и хронозона должны иметь стратотипы.
Региональные стратиграфические шкалы (РСШ). РСШ
составляются для большой площади (крупного участка земной коры)–
геологического региона, представляющего собой совокупность нескольких
отдельных площадей, участков, входящих в далеком прошлом в единый
древний бассейн осадконакопления, или палеобассейн, а в настоящее время
представляющего собой самостоятельную тектоническую структуру.
РСШ служат
1. - для корреляции и унификации местных стратиграфических
схем,
2. – для корреляции со смежными регионами,
3. - способствуют (как установленные на биостратиграфической
основе) сопоставлению местных схем с общей
стратиграфической шкалой.
К региональным стратиграфическим подразделениям относятся
горизонт и слои с географическим названием. Они являются основными.
Горизонт
–
это
совокупность
одновозрастных
местных
стратиграфических подразделений (свит, подсвит и т.д.), распространение
которых ограничено рамками геологического региона. Горизонт объединяет
по латерали фациально различные отложения, образованные в разных
районах (фациальных зонах) палеобассейна седиментации. Горизонт должен
иметь стратотип.
Для докембрия и в немых (вулканогенных и др.) толщах горизонты
устанавливаются на основе литолого-фациальных или петрографических
особенностей пород с учетом изотопных и палеонтологических данных.
В фанерозое горизонты устанавливаются на основе литологофациальных особенностей отложений с учетом их палеонтологических
характеристик. Горизонты, установленные на биостратиграфической
(палеонтологической) основе, латерально охватывают чаще всего
палеобиографическую область (провинцию). Такие горизонты (а также
дополнительные единицы - надгоризонты, подгоризонты) называются также
региоярусами.
Горизонты
четвертичной
системы
могут
выделяться
на
климатостратиграфической основе.
152
Слои с географическим названием выделяются по особенностям
литологического состава и (или) на биостратиграфической основе. Они
являются частью горизонта, но могут не заполнять весь стратиграфический
объем горизонта. Должны иметь стратотип.
Геохронологический эквивалент горизонта и слоев – время.
Установление и наименование стратиграфических подразделений в
нашей стране производят по определенным правилам, изложенным в
«Стратиграфическом кодексе» (1992, 2006) и в «Дополнении к
Стратиграфическому кодексу России» (2000).
2.2.3 Принципы стратиграфии
Под принципами стратиграфии понимаются основополагающие
концепции, на которых базируются все положения науки. В какой-то степени
их можно считать законами.
Принцип Стенона (принцип последовательности напластования)
первоначально сформулирован так: «при ненарушенном залегании каждый
нижележащий слой древнее покрывающего слоя». Позднее формулировки
изменялись, но суть принципа сохранилась. Принцип Стенона применяется в
случае одного конкретного разреза. Он обеспечивает выполнение первой
задачи стратиграфии – расчленение разреза. Применив этот принцип, мы
отделяем слои разного возраста, таким образом, расчленяем разрез.
В принципе Гексли (принцип сопоставления одинаковых
последовательностей) утверждается, что «в двух разрезах одинаковые
стратиграфические последовательности сопоставляются».
Первоначально одинаковую последовательность автоматически
считали одновременностью. На самом деле в удаленных районах одинаковые
последовательности могут быть не строго одновременными.
Принцип С.В.Мейена - принцип выбора хронологически
взаимозаменяемых признаков. Часто в геологии приходится сопоставлять
разнофациальные разрезы (морские, континентальные, лагунные).
Непосредственное сопоставление таких разрезов не только трудно, но
обычно и невозможно. Дело в том, что на значительное расстояние никакой
признак, который можно было бы использовать для корреляции, не
прослеживается. Выход заключается в выборе признаков, которые
хронологически заменяли бы друг друга.
Например, нужно сопоставить морской (I) и континентальный (III)
разрезы. Напрямую их сопоставить (по принципу Гексли) невозможно, так
как между ними нет ничего общего. Сопоставление возможно при наличии
переходного разреза II, который содержит хронологически
153
взаимозаменяемые признаки (в данном случае палеонтологические) как I, так
и III разреза. На реальном геологическом примере это будет означать
сопоставление через отложения переходного (лагунного) типа.
I (морской)
II (лагунный)
III (континентальный)
гониатиды
остракоды
миоспоры
остракоды
миоспоры
кости наземных животных
Первоначальная формулировка принципа У.Смита (принципа
биостратиграфического расчленения и корреляции разрезов) следующая: «сходные
слои содержат сходные ископаемые». Одна из современных формулировок звучит так:
«отложения можно различать (расчленять) и сопоставлять по заключенным в них
ископаемым».
Определение принципа объективной реальности и неповторимости
стратиграфических подразделений звучит так: «Стратиграфические подразделения
(стратоны), представляя реальный результат геологических событий, объективно
отражают суть этих событий и не повторяются во времени и пространстве».
Стратиграфические подразделения должны выделяться не из
формального удобства или условности. Они должны соответствовать
реальным этапам истории развития Земли в целом или отдельных ее
регионов. Таким образом, в стратиграфических шкалах должны отражаться
реальные результаты геологических процессов прошлого.
Стратиграфические подразделения неповторимы во времени, так как
неповторимы в своем развитии те условия, в которых они формировались, и
те признаки, по которым они выделены. В течение эволюции Земли
необратимо менялись физико-географические условия, характер
осадконакопления, органический мир.
2.2.4 Методы расчленения, корреляции и определения
возраста отложений
154
В стратиграфии существуют различные методы расчленения и
корреляции отложений: биостратиграфический (палеонтологический),
литологический, геохимический, геофизический и др. К главным относятся
биостратиграфический и литологический методы, остальные являются
вспомогательными, поскольку имеют ограниченные области применения.
Все эти методы определяют относительный возраст пород, поскольку
позволяют установить только то, какие породы образовались раньше и какие
позднее по отношению друг к другу.
2.2.4.1 Биостратиграфический (палеонтологический) метод
Метод опирается на изучение ископаемых остатков организмов, как
ископаемой флоры, так и фауны. Основу метода составляют общая
необратимость эволюции органического мира и быстрое расселение
возникающих новых форм, которое происходило, как правило, за меньшее по
сравнению с длительностью формирования стратиграфических
подразделений отрезки времени и в геологическом смысле протекает
практически одновременно.
Органический мир на Земле появился в самые ранние этапы ее
геологической истории и с тех пор непрерывно направленно изменялся.
Поэтому каждый комплекс осадочных пород характеризуется
определенными остатками фауны и флоры. Это явление используется для
расчленения разрезов.
С другой стороны ископаемые широко используются для корреляции
разрезов. Если породы в разных, даже далеко отстоящих разрезах содержат
одинаковые органические остатки, можно считать, что эти породы
образовались в одно время. Если же органические остатки разные, значит
породы образовались или в разное время, или в одно и то же время, но в
разных условиях.
Палеонтологический метод является ведущим при определении
возраста пород. Установлено, какие ископаемые жили в какое время.
Следовательно, обнаружив их, можно определить возраст вмещающих их
отложений.
Однако не все органические остатки одинаково определяют возраст
отложений. Некоторые из них жили на Земле достаточно долго, но слабо
эволюционировали. По ним можно (и то не всегда) определить возраст
достаточно мощных толщ горных пород. Но это как правило, для
стратиграфии не имеет существенного значения. Для определения возраста
нужны организмы, которые обладают следующими особенностями:
155
1.
Недолго жили на Земле или быстро изменялись, вследствие
чего в разрезе земной коры они имеют небольшое
вертикальное распространение;
2.
Широко расселялись в пространстве и потому позволяют
увязывать и сопоставлять далеко расположенные друг от друга
разрезы;
3.
Хорошо сохраняются в ископаемом состоянии и в одном и том
же месте присутствуют в большом числе экземпляров.
Ископаемые организмы, удовлетворяющие перечисленным
особенностям, получили название руководящих форм. Наряду с
отдельными остатками организмов используются в стратиграфии (и
достаточно широко) руководящие комплексы ископаемых. Т.е., например,
для определения возраста используют не одно ископаемое, а несколько
представителей разных классов, типов и т.д.
Таким образом, для решения вопросов стратиграфии различные группы
окаменелостей имеют разное значение. Это и послужило тому, что среди
ископаемых были выделены архистратиграфические и
парастратиграфические группы.
Архистратиграфические группы включают вымершие организмы, с
помощью которых можно проводить детальное расчленение разрезов и
осуществлять их дробную региональную и межрегиональную корреляцию.
Это граптолиты, трилобиты, аммониты, планктонные фораминиферы и др.
Они характеризуются быстрой эволюцией, широким географическим
распространением и, главное, захоронением в различных по вещественному
составу осадочных породах.
Парастратиграфические группы тесно связаны с определенными
типами осадков и морского дна. Поэтому в меньшей мере, чем
архистратиграфические, они используются для широких, например,
межрегиональных корреляций и расчленения толщ. Однако в отдельных
регионах и для определенных участков морского дна эти организмы имеют
важное значение. К ним относятся к основном бентосные организмы:
брахиоподы, мшанки, губки, сверлящие и зарывающиеся двустворчатые
моллюски и др.
2.2.4.2 Стратиграфический метод
Это метод сопоставления разрезов по сходству порядка напластования.
Слои, чередующиеся в одном и том же порядке, будут одновозрастными.
Метод широко применяется при корреляции отложений.
156
2.2.4.3 Группа литолого-минералогических методов
Группа включает несколько методов, из которых рассмотрим
литологический, минералогический и геохимический методы.
Литологический метод широко применяется при расчленении
отложений и в этом отношении является ведущим, для корреляции же он
применим на ограниченной площади. Суть метода состоит в том, что разрез
делится на части (пачки, свиты и пр.) исходя из литологических
особенностей слагающих его пород, таких как их состав, окраска, текстура,
структура и др. признаки. Выделенные таким образом подразделения
прослеживаются от исходного разреза до тех пор, пока это возможно
(обычно это довольно ограниченная площадь).
Но нередко в природе бывают случаи, когда развиты малоконтрастные
разности, да еще и монотонно повторяющиеся. В таких случаях можно
использовать так называемые маркирующие горизонты – пласты с
индивидуальными особенностями (характерный вещественный состав, цвет,
обилие каких-либо включений и др.). Например, макирующим может быть
пласт красноцветных песчаников среди известняков. Маркирующие слои
позволяют расчленить осадочные толщи на отдельные части и проследить
границы выделенных таким образом подразделений по простиранию.
Вообще же нужно иметь в виду, что ни один литологический признак
не сохраняется неизменным на значительные расстояния.
Минералогический метод – разновидность литологического метода,
при котором используется минералогическая характеристика. Метод
основывается на представлении о том, что во времени меняются источники
сноса обломочного материала. При смене (во времени) источников сноса
меняется состав минералов, в особенности минералов тяжелой фракции.
Изучение минерального состава позволяет расчленять толщи пород (более
или менее однородных) и сопоставлять разрезы на небольших площадях.
Геохимический метод – также разновидность группы литологоминералогических методов. Для расчленения и корреляции разрезов
используются геохимические характеристики отложений. Например, в
кембрии Кара-Тау (Северный Тянь-Шань) четко проводится граница по
появлению в разрезе ванадия.
2.2.4.4 Палеоклиматологический метод
157
В геологической истории климатические условия часто были
неустойчивыми и довольно быстро менялись. Изменения климата
отражаются на составе органического мира, процессах осадконакопления, на
минеральном составе и геохимических особенностях осадков. Выявляя
изменения в составе пород и минералов и комплексах органических остатков,
возникших из-за периодических изменений климата, можно дробно
расчленять отложения и впоследствии их коррелировть между собой.
2.2.4.5 Геофизические методы
Наиболее распространенными среди геофизических методов
являются каротаж скважин и использование палеомагнитных характеристик
горных пород. В этой же группе рассмотрим изотопный метод, который
применяется в первую очередь для определения возраста пород.
Каротаж скважин применяется для изучения разрезов скважин. Суть его заключается
в том, что в скважину спускается зонд, который измеряет те или иные физические
характеристики пород (электрические, радиоактивные и т.п.) по разрезу скважины. На
поверхности эти измерения фиксируются самописцем, который чертит кривые
(каротажные диаграммы), которые сравниваются по сходству их строения в ряде
разрезов скважин. Существует несколько видов каратажа. При каждом изучаются
определенные физические свойства пород. Например, при электрокаротаже измеряют
удельное сопротивление пород, при радиоактивном каратаже интенсивность
естественного радиоактивного излучения осадочных пород (гамма-каротаж) или
излучение взаимодействия источников радиоактивного излучения и горных пород
(гамма-гамма-каротаж и нейтронный каротаж).
Существуют специальные методики интерпретации каротажных
диаграмм (кривых), по которым восстанавливается состав пород, порядок их
чередования, мощность слоев. Вместе с тем часть информации о породах
остается недоступной при каротаже (текстура пород, цвет, минеральный
состав). Поэтому сопоставление разрезов скважин по каротажу нужно
увязывать с данными по керну.
158
Палеомагнитные методы основаны на изучении магнитного поля
Земли прошлых геологических эпох.
Применение палеомагнитных данных основано на трех гипотезах:
1.
Горные породы в момент своего образования (в момент
осаждения в жидкой среде или в жидкой магме)
намагничиваются по направлению магнитного поля Земли,
которое существовало на тот момент времени. Это относится к
породам, которые содержат железистые частицы (минералы),
способные к намагничиванию – красноцветные и некоторые
сероцветные песчаники, бокситы, лавы основного состава.
2.
Приобретенная таким образом первичная намагниченность
сохраняется в породе и может быть определена.
Известно, что в течение существования Земли ее полюсы время от
времени как бы меняются местами, точнее меняют знак намагниченности: с
прямого на обратный. Это явление называется инверсией магнитных
полюсов. Под прямой намагниченностью (полярностью) понимают
современное положение магнитных полюсов, когда северный магнитный
полюс более или менее совпадает с географическим северным полюсом.
Обратная намагниченность – северный магнитный полюс более или менее
совмещается с южным географическим.
Измеряя намагниченность пород, слагающих разрез, можно детально
расчленить его на зоны прямой и обратной намагниченности. Изучив таким
способом несколько разрезов, затем можно их сопоставить.
В палеомагнитном методе изучается кроме инверсии полюсов также их
миграция. Миграция магнитных полюсов – это их блуждание по
поверхности земного шара. Установлено, в какой период истории Земли в
каком месте находился ее полюс. Это дает возможность установить
относительный возраст породы по положению полюса в период ее
формирования.
Палеомагнитные методы позволяют производить корреляцию местных
и региональных стратиграфических подразделений, но главная ценность их
заключается в возможности глобальных корреляций.
Изотопные методы
Человека давно интересовали возраст Земли, продолжительность и
последовательность геологических событий.
С открытием естественной радиоактивности некоторых элементов (в
1896 году А.Беккерел открыл явление радиоактивного распада элементов.) и
образуемых ими минералов и разработкой методов ядерной физики
159
появилась возможность устанавливать время возникновения горных пород,
проявления геологических процессов, их продолжительность в
астрономических единицах (годах) радиологическими методами.
В 1902 году П.Кюри впервые высказал идею о возможности
использования радиоактивности для установления возраста геологических
образований. В 1907 г. Б.Болтвуд в Канаде определил возраст пород по
находящемуся в них свинцу радиоактивного происхождения.
Изотопные методы основаны на том, что скорость радиоактивного
распада элементов постоянна и не зависит от условий, существовавших и
существующих на Земле, что доказано экспериментальными данными.
Возраст породы (минерала) начинает отсчитываться с того момента,
когда возникает кристаллическая решетка. С этого времени минерал
становится замкнутой системой, в которой накапливаются продукты
радиоактивного распада.
Суть изотопных методов заключается в определении количества
дочернего стабильного изотопа, образовавшегося вследствие радиоактивного
распада материнского изотопа, и остатка последнего. Зная скорость этого
процесса, можно оценить возраст минерала. Для разных радиоактивных
элементов эта скорость неодинакова.
Расчет возраста минералов и горных пород ведется по формуле.
Определение возраста этим методом достаточно трудоемко, используется
сложная техника химического анализа, физическая аппаратура и сложные
расчеты.
Существует ряд изотопных методов в соответствии с основными
типами ядерных превращений: уран-торий-свинцовый; уран-торий-гелиевый;
калий-аргоновый; рубидий-стронциевый; самарий-неодимовый;
радиоуглеродный и др.
Точность
определений
радиологическими
методами
очень
относительна. Чем древнее образования, тем больше погрешность в
определении возраста. Кроме того, они используются главным образом для
определения возраста магматических пород, в то время как на земном шаре
преобладают осадочные породы.
2.2.4.7 Тектоно-стратиграфический метод
Основан на использовании для целей стратиграфии данных по
тектоническим движениям, которые испытала данная площадь.
В первую очередь обращается внимание на перерывы и фиксирующие
их несогласия.
160
Перерыв в осадконакоплении – это время, когда на данном участке
земной коры осадкообразования не происходит. Выделяют несколько
признаков перерывов:
1 – угловое несогласие,
2 – поверхность размыва, обычно неровная, волнистая, иногда
срезающая подстилающие отложения,
3 – кора выветривания,
4 – поверхность напластования с трещинами усыхания и брекчии,
5 – прослои пород со следами автохтонной корневой системы растений,
6 – ископаемые почвы,
7 – прослои галек и конгломератов,
8 – породы эолового происхождения,
9 – резкая смена фауны, не обусловленная сменой фаций на данном
участке и многие другие.
Перерывы используются при расчленении и корреляции отложений в
совокупности с другими методами. Более всего используются в стратиграфии
докембрийских отложений.
Кроме перерывов учитывается степень дислоцированности пород
смежных толщ.
2.2.5 Определение относительного и абсолютного
возраста интрузий
В геологическом строении района принимают участие не только
осадочные и вулканогенные образования, но и интрузивные породы. Они не
содержат органических остатков, поэтому их возраст определяется из
анализа взаимоотношений с осадочными породами или изотопными
методами.
При определении относительного возраста учитываются следующие
взаимоотношения интрузий и вмещающих пород:
1.
Наличие горячего контакта с вмещающими породами, в этом
случае интрузия будет моложе вмещающих пород. Этим
определяется нижний возрастной предел интрузии.
2.
Наличие обломков интрузии в составе вышележащей толщи
(интрузия древнее перекрывающих ее осадочных пород).
2.2.6 Сопоставление разнофациальных разрезов
161
Существует несколько методов сопоставления разнофациальных
разрезов.
Из
них
кратко
рассмотрим
стратиграфический
и
палеонтологический методы.
При
стратиграфическом
методе
выявляются
разрезы
с
переслаиванием разнофациальных отложений или с их взаимопереходами.
Например, в каменноугольных отложениях Донбасса имеются разрезы с
переслаиванием известняков с морской фауной и угленосных отложений с
флорой.
Сопоставление разнофациальных разрезов возможно и в случае
языкового вклинивания фаций друг в друга. Так были датированы древние
красноцветы девона, вклинившиеся в морские отложения.
При использовании палеонтологического метода возможны разные
ситуации.
Например, могут встретиться переотложенные органические остатки,
в фациальной обстановке, для них не характерной. Например, в морские
отложения могут попасть переотложенные представители наземной фауны
позвоночных, трупы которых переносятся реками и попадают в море. Эти
наземные органические комплексы получают датировку по морским
комплексам, а, встретив таких позвоночных в континентальных отложениях,
соответственно датируем и сопоставляем их с морскими. В подобных
случаях необходимо учитывать возможность переотложения и более древних
органических остатков.
Известны случаи заноса ветром остатков листьев растений в морские
отложения. Остатки континентальных и морских организмов можно
встретить в дельтах рек. Широко используется метод спорово-пыльцевого
анализа. Здесь возможно прямое сопоставление разнофациальных
отложений.
2.3 МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
2.3.1 Понятие «фация». Фациальный анализ
162
Освещая геологическую историю Земли невозможно не рассказать о ее древней
географии. Поэтому одна из основных задач исторической геологии – восстановление
физико-географических обстановок прошлого и их изменений во времени. Решением
этой задачи занимается наука палеогеография («древняя география»). Для этого она
использует несколько методов, основным из которых является метод фациального
анализа.
Фациальный анализ – это метод восстановления древней географической обстановки
по осадочным породам и содержащимся в них окаменелостям.
Понятие «фация» (от франц. facies – лицо, облик) впервые ввел в науку
швейцарский геолог А.Грессли (1938). По фацией А.Грессли понимал
конкретные участки любого слоя одновозрастных пород, отличающихся от
соседних участков как составом, так и окаменелостями.
Фация понятие двойственное. С одной стороны оно выражает физикогеографическую обстановку осадконакопления (современного или древнего),
а с другой – представляет осадок или породу, содержащие в себе признаки
обстановки, в которой они накапливались. Т.е. фация – это обстановка
осадконакопления, овеществленная в осадке или горной породе.
Основная задача учения о фациях состоит в реконструкции природных
условий осадконакопления.
Различают фации современных осадков и фации ископаемые. Первые
мы имеем возможность изучать всесторонне, т.е. исследовать сейчас
обстановку и возникший в этой обстановке осадок. Фации ископаемые – это
обстановки и процессы осадконакопления геологического прошлого,
запечатленные в некогда образовавшихся осадочных породах, в их
палеонтологических и литологических особенностях.
Т.е. фации ископаемые мы восстанавливает, изучая горные породы и
органические остатки, которые в них сохранились. В итоге можно выявить
физико-географические условия образования пород (климат,
ландшафт),
топографические условия (место образования осадка на суше
или море),
динамику и физико-химические условия среды (заболоченная
прибрежная часть пресноводного озера или береговой вал на
пляже),
условия существования организмов (прикрепленные ко дну,
зарывающиеся в ил и т.п.).
163
В основе палеогеографических реконструкций лежит принцип актуализма, введенный в
геологию К. фон Гоффом (1824) и Ч.Лайелем (1833). В своих трудах Ч.Лайель отмечал,
что настоящее – есть ключ к пониманию прошлого. Т.е. для познания прошлого Земли
нужно изучать современные процессы, а условия образования древних осадочных
пород определять, сравнивая их с современными отложениями.
Однако изучение древних пород и современных отложений показывает,
что они не имеют абсолютного сходства во всем. Так, изменялись состав
воздушной и водной среды, изменялись организмы и пр. Например, в
досилурийское время не было наземной растительности, а в докембрийское –
был другим состав атмосферы, что естественно сказывалось на процессах
осадкообразования.
Таким образом, нельзя ныне действующие закономерности
механически целиком переносить в прошлое. Поэтому предложенный в
позапрошлом веке принцип актуализма дополнен принципом эволюции
фаций в истории Земли, который учитывает развитие и изменение
геологических условий во времени. В разработку принципа большой вклад
внесли русские ученые А.Д.Архангельский, Н.М.Страхов, В.Я.Самойлов. Эти
принципы вместе составляют теоретическую базу сравнительнолитологического метода – основного метода изучения фаций. Этот метод
основан на признании направленного, необратимого процесса развития
Земли.
Фациальный анализ слагается их литофациального и биофациального
анализов, а также из изучения общегеологических данных (площади
распространения отложений, их мощности, переходов по простиранию).
Литофациальный (литологический) анализ заключается в
определении фаций и восстановлении палеогеографической обстановки по
литологическим особенностям пород: цвет породы, ее размерность
(гранулометрический состав), минеральный и химический состав, структуры
и текстуры, неорганические включения (стяжения, конкреции), форма
осадочного тела и некоторые другие. Изучение этих особенностей
начинается в полевых условиях, а затем продолжается в лабораториях на
образцах пород.
Цвет породы нередко является важным показателем среды и условий
образования. Черный и темно-серый цвет часто имеют отложения,
включающие углеродистое вещество или сернистое железо и образовавшиеся
в восстановительных условиях в море или лагуне. Ископаемые песчаники и
песчано-глинистые отложения засушливых областей суши нередко бывают
красноцветными (красные, бурые, коричневые).
164
Гранулометрия (зернистость) и структура породы позволяют судить о
рельефе и удаленности области питания,
характере и скорости движения водной или воздушной среды
накопления отложений,
длительности переноса и переотложениях материала.
Например, ближе к берегу отлагается более крупнозернистый
материал; водные потоки, имеющие большую скорость движения, способны
переносить более крупные обломки. Можно по преобладающему размеру
этих обломков определять скорость движения, а по ориентировке
удлиненных обломков и другим особенностям – направление движения.
Очень хорошая сортировка и окатанность зерен песка указывают на
длительность переноса и неоднократное переотложение материала, что
характерно для прибрежной зоны моря.
По типам слоистости (горизонтальная, волнистая) можно восстановить
динамику среды осадконакопления, а по господствующему уклону слойков –
направление передвижения материала.
Биофациальный (биономический) анализ заключается в
определении фаций и восстановлении палеогеографической обстановки на
основе изучения органических остатков и следов жизнедеятельности
организмов. Для проведения такого исследования необходимо иметь
представление об условиях жизни растений и животных, об основных
факторах, определяющих их распространение и развитие. Этому помогают
экология и палеоэкология, выясняющие взаимоотношения организмов друг с
другом и с окружающей их средой.
Наилучшие условия для захоронения и сохранения остатков
организмов создает водная среда. Поэтому большая часть органических
остатков принадлежит организмам, обитавшим в воде. Условия обитания
влияют на видовой и родовой состав организмов, разнообразие этого состава,
на относительные и абсолютные размеры организмов, на степень
сохранности остатков и пр. По этим особенностям восстанавливаются
следующие условия среды: соленость вод, глубину бассейна, освещенность,
температуру, газовый режим, движение воды, характер грунта.
Например, разнообразие видового и родового состава означает, что порода
накапливалась в условиях неглубокого, сравнительно теплого моря с нормальной
соленостью и нормальным газовым режимом. Мелкая фауна обычно характерна для
бассейнов с ненормальной, повышенной, соленостью; массивные же раковины имеют
организмы, живущие на небольшой глубине в тепловодных морских бассейнах и т.д.
165
Форма осадочного тела, его мощность и протяженность также указывают на характер
среды образования.
Так, морские или пустынные отложения характеризуются огромными площадями
распространения, но в то же время отличаются по мощности: морские имеют большие,
а пустынные – незначительные мощности. Речные (аллювиальные) накопления имеют
форму узких линз, лежащих среди других пород, но они объединены в протяженные
ленты, а озерные образуют те же линзы, но единичные и разобщенные.
2.3.2 Природные условия современного и древнего
осадкообразования
По условиям осадкообразования выделяются две основные области – морская и
континентальная, соответственно говорят о морских и континентальных
фациях. Кроме того, в зоне перехода море-континент выделяют переходные
фации. Последние также относят к фациям бассейнов ненормальной
солености.
2.3.2.1 Области морского осадконакопления и морские фации
Области, выделяемые по распределению осадков и жизни в
современных морях, называются биономическими зонами.
В морях и океанах выделяют две основные области: бентальную и пелагическую.
Бентальная (бенталь) (бентос – глубина) – это донная область. Пелагическая
(пелагиаль) (пелягос – открытое море) – водные массы открытого моря, не связанные с
дном (т.е. вся толща воды).
166
Бентальная область делится на три зоны: неритовую, батиальную и абиссальную.
Неритовая зона (нэритес – морская ракушка) соответствует шельфу (материковой
отмели) и составляет 7.6% океанического дна. Ширина зоны может быть от нескольких
км до 1500 км (в Северном Ледовитом океане), глубина до 200 м. Моря,
расположенные в этой зоне, называются эпиконтинентальными. В неритовой зоне
выделяют литораль – часть дна которая заливается во время приливов (глубина до 20
м) и осушается во время отливов, и сублитораль – остальная часть неритовой зоны,
постоянно покрытая водой.
В неритовой зоне моря водная масса наиболее подвижна и она очень благоприятна для
жизни. Здесь накапливаются мощные отложения и живут многочисленные и
разнообразные водоросли, мшанки, иглокожие, моллюски, ракообразные и другие
организмы. Породы зоны очень разнообразны. На литорали формируются галечники,
гравий, грубозернистый песок. На отлогих побережьях накапливаются тонкие пески и
алевриты. В тропических морях широко распространены коралловые рифы. Для зоны
характерно накопление разнообразных и мощных толщ карбонатов.
Отложения шельфа представлены обломочными, органогенными, хемогенными и
вулканогенными образованиями.
Обломочные осадки слагаются грубообломочным (глыбы, валуны,
щебень, гальки, гравий), песчаным, алевритовым и пелитовым материалом.
На шельфе, вследствие большой подвижности среды, перемещается,
перерабатывается и отлагается огромное количество обломочного материала.
Распределение обломочного материала по размерам обломков и по
зернистости (гранулометрия) зависит от многих причин: рельефа и строения
прилегающей суши и морского берега, рельефа морского дна, направления
ветра и течений и т.п. Поэтому только в 50% наблюдений отмечается
закономерное уменьшение размера зерен по мере удаления от берега. Глины
могут отлагаться и у самого берега, а галечники – за полосой песка вдали от
берега. Вместе с тем установлено, что в мелководной части шельфа (до
167
глубины 50-70 м), где волнение распространяется почти до дна, преобладают
пески и алевриты. В более глубокую спокойную часть шельфа поступает
только взвешенный материал, переносимый в верхней толще воды. Здесь
накапливаются тонкозернистые осадки, преобладают глины, в них
наблюдается горизонтальная (часто градационная) слоистость.
Органогенные отложения подразделяются на карбонатные и
кремнистые. Обычно органогенными называют отложения, состоящие более
чем на треть из органических остатков. Кремнистые осадки – это
радиоляриевые и диатомовые илы. Карбонатные породы более
многочисленны и разнообразны. Одни из них являются результатом
жизнедеятельности цианобионтов и бактерий (строматолитовые и
онколитовые известняки) или остатками колониальных кораллов и мшанок
(рифы, банки). Другие состоят из карбонатных раковин фораминифер,
брахиопод, иглокожих (ракушняки) или их фрагментов (детритовые
известняки).
Хемогенные и биохемогенные отложения включают карбонатные,
кремнистые, железистые, марганцевые породы, а также глауконит и
фосфориты.
Вулканогенные образования шельфа представлены подводными
эффузивами, туфами, туфопесчаниками.
Отложения шельфа в зонах подвижного мелководья характеризуются разными типами
слоистости (горизонтальной, волнистой, косой), знаками ряби, трещинами усыхания и
другими многочисленными и разнообразными текстурами.
Батиальная зона (батис – глубокий) соответствует континентальному
склону (до 3000 м), составляет 15.3% от площади дна океана. Эта зона
отличается постоянной и малой (5-10о) температурой, полным отсутствием
света и волнений.
Батиальные отложения материкового склона характеризуются своими
особенностями. Здесь идут активные геологические процессы. Из-за
крутизны склонов и сейсмичности (моретрясений) осадки находятся в
неустойчивом состоянии, часто срываются, оползают, появляются мутьевые
(суспензионные) потоки, скатывающиеся и переносящие огромное
количество материала к подножию материкового склона.
В батиальной зоне накапливаются разнообразные осадки, среди
которых обычно преобладают глинистые, глинисто-известковые (синий,
красный, зеленый) и известковые (глобигериновый) илы. Встречаются
кремневые (диатомовые) илы. В осадках часто присутствует глауконит.
168
Растения отсутствуют. Животные – хищные или питающиеся илом, богатым
органическими веществами, приспособленные жить в темноте. Жизнь здесь бедная и
однообразная. Встречаются губки, морские ежи, моллюски и др.
Абиссальная зона (абиссос - бездна) соответствует ложу Мирового
океана и составляет порядка 77.1% площади океанического дна. Здесь
отсутствует свет и волнения среды. Температура постоянная (-1о-+3),
давление очень высокое. На дне накапливаются глобигериновые,
радиоляриевые и др. илы и красная глубоководная глина с наличием
марганцевых конкреций. В красной глине встречаются скопления
радиолярий и зубы акул.
Растений нет. Животные – хищные или питающиеся умершими
организмами, часто слепые. Раковинки организмов тонкие или их совсем нет.
Возраст самых древних абиссальных отложений в современных
океанах ограничивается юрским периодом.
В пределах каждой батиметрической области моря существуют свои
наборы (комплексы) фаций. Например, фации краевых морей, береговой
зоны шельфа, подводных каньонов материкового склона и т.п. В каждом
наборе, в свою очередь, несколько типов фаций. Так, в комплексе фаций
береговой зоны шельфа выделяются фации берегов скалистых и равнинных,
с интенсивной гидродинамикой и защищенных от волн.
2.3.1 Области континентального осадконакопления
и континентальные фации
Условия осадконакопления на поверхности суши отличаются большим
разнообразием. Из всех факторов, определяющих характер
осадконакопления, основная роль принадлежит климату. По климатическим
признакам выделяются три области осадконакопления: области полярного
(нивального) климата, области влажного (гумидного) климата, области
сухого (аридного) климата.
В областях полярного климата основные факторы осадкообразования
– ледники и талые воды. Наиболее широко распространены морены и
отложениям ледниковых потоков. В предледниковых озерах накапливаются
ленточные глины.
Область влажного климата объединяет зоны умеренного и
тропического климата. На огромных водораздельных пространствах этих
климатических областей развита кора выветривания. В тропической зоне
продукты коры выветривания образуются за счет глубокого химического
169
преобразования горных пород. Образуются и накапливаются бокситы,
железо, марганец, каолин. Присутствие окислов железа окрашивает кору
выветривания в красноватый цвет.
Широко распространены аллювиальные, озерные и болотные осадки. В озерах и
болотах наряду с терригенными отложениями образуются торф, бурые угли,
сапропелевые илы. Из химических осадков озер и болот известны бурые железняки.
Области сухого (аридного) климата характеризуются малой
влажностью, безлесием, резкими колебаниями температур. Преобладают
процессы физического выветривания, в результате чего возникает грубый
элювий (глыбы, щебень, песок). В горных и предгорных районах
распространены пролювиальные осадки, отложенные селевыми потоками.
Пролювий состоит из неотсортированных неокатанных обломков разной
величины. Равнинные участки покрыты толщами песков эолового
происхождения. Такие пески, как правило, лишены легких минералов
(слюда), имеют косую слоистость, окрашены в желтоватые цвета.
Континентальные фации весьма разнообразны и представлены
разными породами.
На континентах преобладают процессы разрушения коренных пород и
снос продуктов разрушения. Однако и здесь в долинах рек, болотах и озерах,
в пустынях, в области предгорий и других местах накапливаются самые
разнообразные отложения. Области осадконакопления обычно отделены друг
от друга областями разрушения и сноса. Кроме того, в одном и том же месте
осадконакопление может сменяться размывом отложений. Очень большое
непостоянство условий приводит к тому, что древние континентальные
отложения сохраняются очень редко. Сохранившиеся же могут быть очень
разнообразными и часто сменяющими друг друга на коротком расстоянии
как на площади, так и в разрезе. Это очень важная отличительная
особенность континентальных отложений.
Каждая крупная физико-географическая обстановка (речная долина,
озеро, песчаная пустыня, приледниковая равнина, межгорная впадина и т.д.)
характеризуется определенным набором фаций, представленных
аллювиальными, лимническими, эоловыми, гляциальнми,
флювиогляциальными породами.
Среди континентальных древних образований чаще всего встречаются
фации водных потоков (временных – конусы выноса предгорий или
постоянных – речные фации), озерные (лимнические), болотные,
ледниковые, карстовые, пустынные (эоловые).
Для фаций водных потоков характерны терригенные (обломочные)
осадки с косой слоистостью, поверхностями размыва (эрозионными
170
карманами), значительной изменчивостью, с редкими остатками растений,
пресноводных организмов, наземных животных.
Озерные (лимнические) фации обычно имеют замкнутый контур
распространения и зональное распределение осадков по зернистости, в
зависимости от удаленности от берега и глубины озера. Наиболее
характерными для них являются обломочные и глинистые отложения, в
меньшей степени хемогенные (например, содовые) и органогенные.
В зависимости от степени солености воды фауна может быть
пресноводной или солоноватой. Пресноводные озера дают сапропель и торф.
Кроме того в них могут накапливаться железистые, марганцевые отложения,
а также бокситы.
Болотные фации возникают на влажных плохо дренируемых равнинах
и на месте зарастающих озер. Наиболее типичным болотным образованием
является торф; обычно он чередуется с маломощными глинистыми
прослоями. В осадках встречаются стяжения и прослои железистых
соединений. Известны месторождения озерно-болотных железных руд.
Ледниковые отложения обычно возникают при отступании или
временной остановке ледника. Они разделяются на два типа:
1 – переработанные водой – гляциальные отложения, которые образуют
морены, представленные неотсортированными валунными глинами и
суглинками;
2 – переработанные водными потоками – флювиогляциальные
отложения, представленные отсортированными, косослоистыми
галечниково-гравийными, песчано-глинистыми толщами, приуроченные к
ложбинам стока. Они сходны с аллювиальными отложениями, развитые за
пределами ледника и морен.
Фации пустынь формируются в бессточных областях, где испаряется
влаги больше, чем выпадает осадков. Выделяются три разновидности фаций:
1 – отложения скалистых и каменистых пустынь, представленные
неокатанным грубообломочным материалом;
2 – отложения пустынных временных потоков (вади), имеющие консистенцию,
близкую к грязевым потокам;
3 – отложения песчаных пустынь, формирующие песчаные наносы, насыпи и
разнообразные дюны.
171
2.3.2.3 Зона перехода от континента к морю. Фации бассейнов ненормальной солености
Это зона, для которой характерны так называемые переходные фации: фации бассейнов
с осолоненными и солоноватыми водами типа заливов, лагун, эстуариев (губ) и дельт
рек, прибрежных озер, болот. Чаще всего они представлены терригенными осадками,
либо химическими и органогенными.
Лагунные отложения тесно связаны и с континентальными и с
морскими, поскольку формируются в водоемах, отшнурованных от моря
постоянно или временно. Часто они представляют собой тонкое
переслаивание песчано-глинистых, органогенных карбонатных и хемогенных
осадков, иногда торфяников.
Отложения дельт сложены материалом, который приносят реки и
сгружают в виде терригенных наносных конусов в море. Обломочный
материал, слагающий дельтовые отложения, сравнительно отсортирован и
окатан. Слоистость самая разнообразная: от правильной параллельной до
различных видов волнистой и косой. Органические остатки
немногочисленны и представлены фауной опресненных бассейнов и
обломками остатков наземных животных и растений, принесенных с суши.
Отложения дельт переслаиваются с морскими и континентальными
осадками.
В прибрежных озерах и болотах нередко образуются торфяники,
впоследствии преобразующиеся в угольные залежи. За счет скопления
органического вещества в прошлом в отложениях дельт, прибрежных озер и
болот формировались также залежи нефти и газа.
2.3.3 Фациальные, литолого-фациальные,
палеогеографические карты и профили
Выяснение условий и обстановок образования горных пород позволяет
создать фациальные, литолого-фациальные и палеогеографические карты и
профили. Такие карты и профили составляют для определенных отрезков
геологической истории. Чем короче интервал времени и чем меньше
172
площадь, для которой составляются карта и профиль, тем точнее будет
показана картина природных условий.
Составление таких карт для значительных территорий и для малых
подразделений стратиграфической шкалы, например, горизонта, осложняется
тем, что морские осадки ни одного из горизонтов не имеют повсеместного
распространения. Поэтому если карта охватывает большие территории, то ее
составляют для яруса, отдела или системы.
На фациальных картах выделяют области распространения тех или
иных фаций. Часто на таких картах показывают и литологический состав
отложений, которыми эти фации представлены. Такие карты называются
литолого-фациальными.
На палеогеографических картах и профилях показывается древняя география Земли
или участка земной поверхности:
-
распределение суши и моря;
рельефа;
областей вулканической деятельности;
горных сооружений;
климатических условий;
растительного и животного мира для какого-то отрезка времени в истории
Земли;
- областей распространения бассейнов с повышенной соленостью и другие
особенности.
Эти данные наносятся на современную географическую основу.
Палеогеографические карты отличаются от географических прежде всего тем, что
географическая карта составлена на конкретный момент. На палеогеографических же
картах отражена в обобщенном виде география земной поверхности за сравнительно
длительный интервал геологического времени (несколько миллионов лет). За это время
неоднократно сменялись и перемещались не только фации, но и комплексы фаций,
морская обстановка могла измениться на континентальную, горная область – на
ровную каменистую пустыню и т.п. И поэтому на палеогеографических картах,
естественно, древние обстановки осадконакопления более обобщены, генерализованы.
Палеогеографические карты дополняются обычно литолого-фациальными профилями,
на которых можно проследить смену фаций во времени и пространстве.
173
Палеогеографические и литолого-фациальные карты имеют большое практическое
значение. Они позволяют направлять поиски и разведку месторождений полезных
ископаемых, так как размещение последних в земной коре определяется
палеогеографическими особенностями эпохи их образования, а также фациальными и
литологическими особенностями отложений, к которым они приурочены.
2.4 МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
ПРОШЛОГО
2.4.1 Типы тектонических движений
Земная кора испытывает движения двух основных типов: медленные вертикально
направленные (восходящие и нисходящие) колебательные и сравнительно быстрые,
чаще всего субгоризонтально (по касательной к поверхности Земли) направленные,
дислокационные (деформирующие).
В конце прошлого века американский геолог Г.Гилберт предложил называть первые
«эпейрогеническими» (создающими континенты), а вторые – «орогеническими»
(создающими горы).
174
Медленные колебательные движения (эпейрогенические) происходят непрерывно в
пределах всей земной коры, их скорости очень малы. Они не вызывают резких
нарушений первоначального залегания горных пород. Эти движения приводят к
перераспределению морских бассейнов и участков суши и являются причиной
чередования в разрезе земной коры морских и континентальных отложений, т.е.
являются причиной трансгрессий и регрессий. Эти движения обратимы: опускание
сменяется поднятием и наоборот.
Для дислокационных (орогенических) движений характерны значительные скорости,
изменчивость направлений и интенсивности. Эти движения приводят к изменениям и
нарушениям первичного залегания пород, т.е. к появлению различных дислокаций
(пликативных, дизъюнктивных, инъективных). Орогенические движения необратимы.
Для того, чтобы выяснить характер движений земной коры на определенном участке,
которые происходили в тот, или иной промежуток времени, геологи используют
определенные методы. Методы изучения эпейрогенических и орогенических движений
различны.
2.4.2 Методы изучения тектонических движений
2.4.2.1 Литолого-палеогеографический анализ (анализ стратиграфического разреза)
175
Этот метод дает возможность изучить тектонические движения в пределах небольшого
участка земной коры в течение длительного времени. Исходным материалом является
стратиграфическая колонка. Путем изучения пород и содержащихся в них
окаменелостей выделяются типы отложений, накопившихся на различных
гипсометрических уровнях относительно уреза воды морского бассейна, и
определяется характер обстановки. Например, холмистая суша с высотами 0 – 50 м,
пляж – около 0 м, мелководный шельф глубиной до 200 м и т.д. Отрицательные
тектонические движения (при стабильном выносе обломочного материала в бассейн)
приводят к углублению дна и смене вверх по разрезу мелководных отложений более
глубоководными. Положительные движения приводят к обмелению бассейна и смене
по разрезу глубоководных отложений мелководными, потом наземными и далее
размывом накопившихся ранее отложений.
Результаты исследований выражаются в виде графика – палеогеографической кривой.
Чтобы выявить скорость осадконакопления, строят палеотектоническую кривую.
Подробнее о построениях кривых см. описание соответствующей лаб. работы.
2.4.2.2 Метод мощностей
Метод применяется для изучения древних и в меньшей мере самых молодых
нисходящих вертикальных (эпейрогенических) движений.
176
Возможно несколько вариантов взаимоотношений между скоростью накопления
осадков и колебательными движениями.
При одинаковом соотношении скорости прогибания дна бассейна и накопления
осадков глубина его остается неизменной, при замедленном осадконакоплении глубина
бассейна увеличивается. Когда же накопление осадков происходит интенсивнее, чем
прогибается земная кора, бассейн мелеет.
Метод мощностей применяется в случае, когда тектоническое прогибание
компенсируется процессами накопления осадков. В этом случае мощность
накопленных отложений соответствует амплитуде прогибания данного участка земной
коры. Таким образом, сложив мощности толщ, образовавшихся за определенный
период, можно узнать величину прогибания (опускания) участка за это же время.
Для того чтобы выявить расположение относительных прогибов и поднятий на участке,
составляют карту мощностей – карту изопахит (изопахиты – линии, соединяющие
точки с равными мощностями). Карта составляется для одновозрастных отложений.
Анализ карты мощности дает возможность количественно оценить амплитуду
прогибания различных участков в пределах изучаемой территории. Относительное
сравнение их позволяет выделить палеовпадины и палеоподнятия. На основе карт
изопахит составляют палеотектонические карты, на которых отражают
пространственное распределение структурных элементов в прошедшие геологические
эпохи.
2.4.2.3 Анализ перерывов и несогласий
177
Если тектонические движения приводят к подъему накопившихся осадков выше уровня
моря, то начинается их размыв. При последующем погружении новая серия осадков
ложится на размытую поверхность, которая называется поверхностью перерыва или
поверхностью несогласия. Эти поверхности фиксируются выпадением тех или иных
стратиграфических подразделений, которые присутствуют там, где положительные
движения не проявились. Если при наличии перерыва породы, лежащие выше
поверхности перерыва и ниже ее, параллельны, то можно считать, что на участке
проявились медленные положительные движения.
Наличие угловых несогласий свидетельствует о том, что на участке произошли
интенсивные складчатые движения. Зная возраст толщи, смятой в складки, и
перекрывающей толщи, расположенной выше поверхности перерыва (несогласия),
можно определить возраст складчатости.
Например, если пермские отложения смяты в складки, а залегающие выше юрские
толщи расположены параллельно поверхности несогласия, то можно считать, что
смятие в складки пермских отложений пришлось на время между пермским и юрским
периодами, т.е. на триасовый период.
Точность определения времени складчатости находится в обратной зависимости от
продолжительности перерыва между двумя несогласными толщами. Т.е. чем перерыв
продолжительнее, тем менее точно определяется время складкообразования, так как
установить, когда именно, в начале, в середине или в конце перерыва происходили эти
движения, не представляется возможным.
178
Толщи пород, отделенные от выше- и нижележащих толщ поверхностями несогласий,
называются структурными этажами. Каждый структурный этаж соответствует
историко-тектоническому этапу развития данной территории, который начался
трансгрессией и осадконакоплением во время отрицательных движений и закончился
поднятием территории и складчатостью.
2.4.2.4 Палеомагнитный анализ
Используется способность горных пород намагничиваться во время своего образования
в соответствии с направлением магнитного поля и сохранять эту намагниченность.
Определив среднее направление намагниченности пород определенного возраста,
взятых из какого-либо пункта («А») на поверхности Земли, можно рассчитать
положение магнитного полюса того времени в координатах. Изучая породы в
стратиграфической последовательности, по координатам вычерчивается траектория
относительного перемещения полюса за время, соответствующее изученному
интервалу стратиграфического разреза. Подобное же исследование проводится по
образцам, взятым в другом пункте («В»). Вычерчивается траектория перемещения
полюса относительно пункта («В») за тот же интервал времени. Если траектории
совпадают по форме, то обе точки сохраняли постоянное положение относительно
полюсов. Если же траектории не совпадают, то обе точки по-разному изменили свое
положение относительно полюсов.
179
Например, траектории движения северного полюса для территории Северной Америки
и Европы за последние 400 млн. лет различны. Это дает возможность судить о
горизонтальном перемещении континентов в указанное время.
2.4.2.5 Формационнный анализ
Это метод исследования строения и истории развития земной коры основан на
изучении пространственных взаимоотношений ассоциаций горных пород –
геологических формаций.
Геологические формации – это сочетания горных пород, образовавшиеся в процессе
тектонических движений в определенных тектонических условиях и в определенных
тектонических структурах.
Под формацией понимается совокупность парагенетически связанных горных пород,
образующихся на определенной стадии развития структурных зон земной коры.
Формации выделяются и систематизируются по их составу и строению и называются
по преобладанию тех или иных пород (терригенная, карбонатная), по особенностям
строения толщи (флишевая, молассовая), по полезному ископаемому (угленосная,
соленосная), по принадлежности к типу структур земной коры (формация краевых
прогибов) и другим признакам.
Например, в зависимости от тектонического режима выделяются группы формаций:
платформенные, геосинклинальные, орогенные. Каждая из них представлена
180
определенными совокупностями пород. Определив по ним формацию, можно судить о
тектоническом режиме данной территории.
Большинство осадочных формаций являются надежными индикаторами
тектонического режима. Например, формации мергелисто-меловые, каолиновых глин,
кварцевых песчаников, глинисто-опоковая свидетельствуют о платформенном режиме
осадконакопления, а осадочные флишевые, кремнисто-карбонатные, кремнистосланцевые, яшмовые формации указывают на геосинклинальный режим. Широкое
развитие осадочных грубообломочных формаций определяет орогенный режим.
Те же выводы можно сделать на основе анализа магматических формаций. Ряд пород:
основные – средние – кислые – щелочные соответствуют последовательности развития
магматических извержений при смене геосинклинального режима орогенным и далее
платформенным.
3 СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ЕЕ ОСНОВНЫЕ
СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
3.1 Общие сведения о земной коре
В недрах Земли выделяются три главные внутренние геосферы: земную
кору, мантию и ядро.
Земная кора определяется по сейсмическим данным как область над
разделом М (поверхность Мохоровичича, глубина 35-70 км на континентах и
5-15 км под дном океана), который устанавливается по возрастанию скорости
прохождения сейсмических волн; продольных до 8-8.2 км, поперечных до 4.7
км/с. Земная кора представляет собой относительно тонкую поверхностную
твердую оболочку, толщина которой составляет в среднем всего лишь 1/200
часть радиуса Земли.
Под консолидированной корой располагается верхняя мантия.
Вещество мантии неоднородно и в интервале глубин 100-250 км под
181
континентами и 40-50 км под океанами выделяется прерывистый
астеносферный слой, в котором скорость сейсмических волн падает.
Полагают, что здесь земное вещество находится в пластичном, частично
расплавленном состоянии и способно «перетекать» с места на место,
обеспечивая тем самым изостатическую компенсацию – возможность
наружной жесткой литосфере (куда входит и земная кора) «плавать», как
гигантскому «айсбергу», в «астеносферном океане» Земли.
Астеносфера расположена под теми зонами океанов и континентов,
которые характеризуются повышенной тектонической активностью и
аномально высоким тепловым потоком. Считается, что именно астеносфера
является главным источником магматических процессов, порождает
тектонические движения и определяет строение земной коры.
3.2 Типы земной коры и ее строение
Главнейшими элементами земного рельефа являются континенты
(материки) и океаны. Соответственно выделяются континентальный,
океанический и переходные (субконтинентальный и субокеанический) типы
строения земной коры.
Изучение скоростей распространения сейсмических волн позволяет в
разрезе земной коры выделить три слоя, которые условно называют
осадочным, гранитно-метаморфическим и гранулито-базитовым
(базальтовым). В пределах этих слоев скорости прохождения продольных
волн соответствуют таковым в осадочных породах (1.8-5.0 км/с), гранитах
(5.0-6.2 км/с) и базальтах (6.0-7.6 км/с).
Осадочный слой занимает верхнюю часть разреза земной коры. Он
образован различными осадочными, в небольшом количестве
вулкногенными породами с плотностью от 2.2 до 2.5 г/см3. Мощность этого
слоя изменяется на континентах от 0 до 25 км, в океанах в среднем 300-400 м,
достигая в отдельных местах 1 км.
Гранитно-метаморфический слой образован магматическими
породами кислого состава, гнейсами, кристаллическими сланцами. Породы,
образующие этот слой, могут быть первоначально осадочными,
вулканогенными и интрузивными, впоследствии сильно дислоцированными
и метаморфизованными. Плотность слоя 2.6-2.7 г/см3. На континентах он
подстилает осадочный слой, а местами (на щитах и в горных складчатых
областях) выходит на поверхность. Мощность гранитного слоя обычно не
превышает 25 км. В пределах нижней части континентального склона
гранитный слой выклинивается и отсутствует в океанических впадинах.
182
Гранулито-базитовый (базальтовый) слой залегает в нижней части
разреза земной коры и отделяется от подстилающей его мантии
поверхностью Мохо. Он образован магматическими и метаморфическими
породами основного состава и гранулитами (гнейсами, содержащими
гранат), с плотностью в пределах 2.2-2.9 г/см3.
Континентальная земная кора развита в пределах материковой суши
и шельфа и включает все три названных слоя.
Океаническая кора характеризует впадины океанов. Здесь
отсутствует гранитно-метаморфический слой и осадочный слой (мощностью
до 1 км, редко более) залегает непосредственно на базальтовом.
Субконтинентальная кора развита в переходной зоне между
континентами и океанами и занимает обычно область развития островных
дуг океанов. Она отличается от континентальной коры общей меньшей
мощностью, особенно утончается гранитно-метаморфический слой.
Субокеаническая кора развита под впадинами
внутриконтинентальных морей (Черное море, Южно-Каспийская впадина,
Средиземное море). Она характеризуется отсутствием гранитнометаморфического слоя и большой мощностью осадочного слоя.
3.3 Структурные элементы континентов
Основными элементами современной структуры континентов являются
складчатые пояса (или орогенные области) и платформы.
Для складчатых поясов характерны
линейность их контуров,
громадная мощность накопившихся отложений (до 15-25 км),
выдержанность состава и мощности этих отложений по
простиранию области и резкие изменения вкрест ее
простирания;
наличие своеобразных формаций (аспидная, флишевая, спилитокератофировая, молассовая и других);
интенсивный эффузивный и интрузивный магматизм (особенно
характерны крупные гранитные интрузии – батолиты);
сильный региональный метаморфизм;
сложная интенсивная складчатость, обилие разломов, в том
числе надвигов, указывающих на господство сжатия.
Складчатые пояса появились на месте тектонически активных
геосинклинальных поясов.
Геосинклинальные пояса – это крупнейшие, протяженные,
тектонически активные участки земной коры. Они состоят из более мелких
183
единиц - геосинклинальных областей, которым соподчинены более мелкие
участки - геосинклинали.
Геосинклиналь – обширная подвижная область земной коры, в
которой первоначально накапливались мощные осадочные и вулканогенные
толщи, затем происходило их смятие в сложные складки, сопровождающееся
образованием разломов, внедрением интрузий и метаморфизмом.
В строении геосинклинали различают несколько частей, основными
из
которых
являются
эвгеосинклинали
и
миогеосинклинали.
Эвгеосинклиналь – это внутренняя часть геосинклинали. Для нее характерны
мощный подводный вулканизм, интенсивный магматизм и раннее
проявление складчатости. Миогеосинклиналь располагается в краевой части
геосинклинали, по ее границе с платформой. Это значительно более
«спокойная» область. Характеризуется преимущественным накоплением
осадочных толщ, магматизм проявляется, но в значительно меньших
масштабах. Эти две структуры, представляющие собой прогибы, отделенные
поднятиями.
В строении и развитии геосинклинали очень важная роль
принадлежит глубинным разломам – длительно живущим разрывам,
которые рассекают всю земную кору и уходят в верхнюю мантию.
Глубинные разломы определяют контуры геосинклиналей, их магматизм,
разделение геосинклинали на структурно-фациальные и структурноформационные зоны, различающиеся составом осадков (формаций),
обстановками их образования, мощностью, магматизмом и характером
структур.
Внутри геосинклинали иногда выделяют срединные массивы,
ограниченные глубинными разломами. Это блоки более древней
складчатости, сложенные породами того основания, на котором заложилась
геосинклиналь. По составу осадков и их мощности срединные массивы
близки платформам, но их отличают сильный магматизм и складчатость
пород, преимущественно по краям массива.
На первых стадиях своей жизни геосинклинали испытывают
интенсивное прогибание, а на заключительных - поднятие и
складкообразование.
По этому признаку в развитии геосинклинали выделяют два этапа:
собственно геосинклинальный и орогенный, в конце которого происходит
формирование складчатой области на месте геосинклинальной.
В собственно геосинклинальном этапе различают две стадии.
Первая стадия – это стадия растяжения земной коры и погружения.
В ее начале на коре континентального типа, либо океанической коре
происходит заложение геосинклинали. Этот период характеризуется
растяжением и раздроблением существующей к моменту формирования
184
геосинклинали коры. Возникают глубокие прогибы – рифты и
ограничивающие их глубокие разломы.
Последующий период развития геосинклинали характеризуется
дальнейшим растяжением земной коры и ее прогибанием. Большая мощность
осадков в геосинклинали – это результат этого процесса.
В первую стадию в миогеосинклинали обычно накапливаются
песчано-глинистые и глинистые осадки и известняки. В результате
позднейшего метаморфизма глинистые породы превращаются в глинистые
сланцы, выделяемые в аспидную формацию, а песчано-глинистые породы
образуют сланцево-граувакковую формацию.
В эвгеосинклинали прогибание сопровождается разрывами, по
которым поднимается магма основного состава и изливается в подводных
условиях. Возникшие породы после метаморфизма вместе с
сопровождающими субвулканическими образованиями создают спилиткератофировую формацию. Для этой стадии характерно внедрение интрузий
основного и ультраосновного состава, проникающих по разломам из мантии.
В это же время формируется офиолитовая формация. Одновременно с
магматическими породами обычно образуются кремнистые породы, яшмы
(яшмовая формация).
В первую стадию большая часть геосинклинали представляет собой
море со значительными глубинами. Доказательством служат тонкая
зернистость осадков и редкость находок фауны (преимущественно нектона и
планктона).
В это же время вследствие разных скоростей опускания в различных
частях геосинклинали образуются участки относительного поднятия
(интрагеоантиклинали) и относительного опускания (интрагеосинклинали).
Вторая стадия – предорогенная.
При переходе от первой стадии ко второй происходит
перераспределение зон поднятий и опусканий. Центрами такого
перераспределения являются интрагеосинклинали. В них образуются
поднятия, которые названы центральными. Каждое такое поднятие разделяет
интрагеосинклиналь на два меньших прогиба (краевые прогибы).
Центральное поднятие постепенно растет и расширяется.
Одновременно с этим происходит смещение краевых прогибов в сторону
соседних интрагеоантиклиналей, они как бы накатываются на
интрагеоантиклинали и постепенно с краев втягивают их в опускание. В
итоге на месте интрагеоантиклиналей появляются новые прогибы.
Таким образом, новый прогиб – результат смещения краевых прогибов:
два краевых прогиба, двигавшиеся на одну и ту же интрагеоантиклиналь с
двух сторон, встречаются, сливаются и превращаются в единый прогиб.
Такой прогиб называется межгорным. На периферии геосинклинальный
185
краевой прогиб « накатывается» на край платформы и превращается в
передовой прогиб.
Процесс превращения интрагеосинклинали в складчатое центральное
поднятие, носит название частной инверсии. Он вызван первыми
складчатыми движениями (первыми фазами), с которыми связано внедрение
небольших интрузий плагиогранитов.
В результате появления внутренних поднятий море в геосинклинали
мелеет. Центральные поднятия представляют собой архипелаги различной
величины островов, островные дуги, разделенные проливами.
Геосинклинальное море наступает на смежные платформы.
В геосинклинали накапливаются известняки, мощные песчаноглинистые ритмично построенные толщи, образующие флишевую
формацию. Для формации характерна тонкая и правильная ритмичность ее
сложения и преобладание пелитовых пород (аргиллиты, мергели и др.) над
алевролитами и песчаниками. Происходит излияние лав среднего состава,
слагающих порфиритовую (андезитовую) формацию. Трещинный
вулканизм в значительной степени замещается центральным. По-прежнему
преобладают подводные излияния, но кое-где вулканические постройки
поднимаются над уровнем моря, образуя острова и островные дуги.
Трансгрессия моря приводит к отдалению берегов материковой суши от
геосинклинали и резкому уменьшению количества обломочного материала.
Следствием этого является широкое распространение в миогеосинклинали
карбонатных пород известняковой формации и рифогенной субформации.
Конец второй стадии соответствует главной фазе складчатости в
геосинклинали. Складчатость обычно сопровождается внедрением крупных
синорогенных (одновременных со складчатостью) гранитных интрузий
(батолитовая или гранитоидная формация) в среднюю часть
геосинклинали, что сопровождается общим ее воздыманием или общей
инверсией. Происходит смятие пород в складки, часто осложняющиеся
надвигами. Все это вызывает региональный метаморфизм.
Геосинклиналь «закрывается», превращаясь в складчатую область.
Орогенный этап развития подвижной области (геосинклинали)
характеризуется преобладанием поднятий. В составе этапа выделяют две
стадии: раннеорогенную и собственно орогенную.
В раннеорогенную стадию воздымание продолжается, при этом
сокращается область аккумуляции осадков в геосинклинали за счет
разрастания поднятий. Осадконакопление происходит на ограниченных
площадях: в краевых прогибах, возникающих по границе геосинклинали и
платформы, а также в межгорных прогибах, образующихся внутри
центральных поднятий.
При разрушении поднятий накапливаются морские, иногда лагунные
осадки, образующие нижнюю молассовую формацию, представленную
186
исключительно терригеными породами: глины, алевролиты, песчаники. В
зависимости от климатических условий (гумидный или аридный климат)
лагунные нижние молассы могут быть представлены угленосными
паралическими (прибрежными) или лимническими толщами или
соленосными толщами. К морской нижней молассе нередко приурочены
крупные залежи нефти и газа. В это же время обычно происходит внедрение
крупных гранитных интрузий батолитов. Эффузивный вулканизм слабый и
представлен наземными излияниями щелочного состава.
Поднятие с внутренних частей разрастается к периферии. Море
оттесняется к краям.
В собственно орогенную стадию этапа резко возрастает скорость
воздымания центральной части геосинклинали. Формируется настоящий
горный рельеф. Воздымание сопровождается расколами и обрушением
отдельных участков. Это явление объясняется тем, что вследствие
складчатости, метаморфизма, внедрения интрузий геосинклиналь становится
жесткой и на продолжающееся поднятие реагирует расколами. Море
покидает эту территорию. В результате разрушения центрального поднятия,
которое в это время представляло собой горную страну, накапливаются
континентальные грубообломочные толщи, образующие верхнюю
молассовую формацию. Формация представлена преимущественно
конгломератами, которые чередуются с песчаниками, песчанистыми
глинами. Эти песчаники являются прекрасными коллекторами нефти и газа.
Раскалывание сводовой части поднятия сопровождается наземным
вулканизмом; обычно это лавы кислого состава (в меньшей мере базальты,
андезиты, дациты), которые вместе с субвулканическими образованиями
дают порфировую формацию. С ней бывают связаны трещинные щелочные
и малые кислые интрузии.
Таким образом, в результате развития геосинклинали возрастает
мощность континентальной коры. Это происходит, если геосинклиналь была
заложена на континентальной коре. Если же развитие геосинклинали
происходило на основании, сложенном океанической корой, то последняя
существенно преобразовывается, возникает мощный слой гранитнометаморфических пород и океаническая кора переходит в материковую.
К концу собственно орогенной стадии складчатая горная область,
возникшая на месте геосинклинали, разрушается, территория постепенно
выравнивается и становится платформой.
Таким образом, в процессе развития геосинклиналь из области
накопления осадков превращается в область разрушения, из подвижной
области – в малоподвижную жесткую выровненную территорию.
Платформы – крупные в основном равнинные области устойчивого
погружения или слабого поднятия, охватывающие большие пространства
суши и шельфовых морей;
187
Амплитуды тектонических движений на платформе невелики. Обычно
море, даже мелководное, покрывает здесь обширные площади. Эта
территория уже не испытывает столь сильного прогибания, как раньше,
поэтому и мощность осадков значительно меньше (в среднем 2-3 км).
Опускание неоднократно прерывается, поэтому наблюдаются частые
перерывы в осадконакоплении; тогда могут образовываться коры
выветривания. Не происходит и энергичных поднятий, сопровождаемых
складчатостью. Поэтому вновь образованные маломощные, обычно
мелководные осадки на платформе не метаморфизованы и залегают
горизонтально или слабо наклонно. Изверженные породы редки и
представлены обычно наземными излияниями лав базальтового состава.
Платформы – стабильные жесткие участки земной коры континентов,
имеющие двухэтажное строение:
нижний этаж – складчатый, метаморфизованный, прорванный
интрузиями (фундамент);
верхний – сложенный неметаморфизованными горизонтально
или полого залегающими отложениями (чехол).
Образование чехла платформ обычно начинается с базальной лагунноконтинентальной формации, которая накапливается на небольших
площадях в пределах линейных зон, ограниченных разломами; эти зоны
называются авлакогенами или рифтами. В авлакогенную (тафрогенную,
греч. тафрос – ров) стадию на платформе в зависимости от климата
образуются красноцветные, сероцветные или лимнические угленосные
толщи.
Следующая стадия - плитная, когда в погружение вовлекается
значительная часть платформы. Сюда проникает море, наступающее со
стороны смежной геосинклинали. Образуется трансгрессивная морская
терригенная формация. Это кварцевые или полимиктовые пески и
песчаники, темные (иногда битуминозные) глины, глинисто-карбонатные
осадки.
Максимуму трансгрессии соответствует накопление платформенной
карбонатной формации, сложенной известняками, доломитами, иногда с
прослоями песчано-глинистых пород.
Затем море постепенно мелеет, отступает, начинается регрессия.
Карбонатная формация сменяется соленосной красноцветной
формацией (пестроцветные песчаники, глины, гипс, соли) или, если климат
влажный, паралической угленосной формацией.
Наконец, накопление пород каждого цикла платформенного чехла
завершается образованием континентальной формации.
Последовательность накопления осадочных формаций на платформах
иногда нарушается образованием трапповой формации, сложенной
долеритами, диабазами, базальтами и их туфами. Это наземные трещинные
188
излияния, иногда взрывные извержения центрального типа. Наряду с
покровами обычно широко развиты межпластовые интрузии – силлы.
Как уже отмечалось, в пределах платформы выделяются два
структурных этажа – складчатый фундамент и чехол.
Крупные изометричные выходы складчатого фундамента на земную
поверхность называются щитами.
Части платформ, перекрытые чехлом – это плиты. В пределах плит
фундамент погружен на глубины 2-3 км, реже до 5 км и более.
На плитах выделяют антеклизы и синеклизы.
Антеклизы – это участки неглубокого залегания складчатого
фундамента под осадочным чехлом. В антеклизах наблюдается уменьшение
мощности отложений чехла, частые перерывы. Иногда в центральной части
антеклиз фундамент выходит почти на поверхность, образуя массивы.
Синеклизы – это крупные впадины, участки глубокого залегания
складчатого фундамента, где мощность чехла значительна.
В поперечнике антеклизы и синеклизы измеряются многими сотнями
километров.
В пределах платформ выделяют также авлакогены (рифты) –
линейные, узкие прогибы протяженностью сотни км, шириной десятки км,
образовавшиеся в результате погружения этих участков по расколам
фундамента. Это подтверждается излиянием базальтов, присутствующих в
нижних частях разрезов авлакогенов.
Отложения авлакогенов нередко имеют большую мощность и могут
быть смяты в складки. По составу формаций авлакогены близки
миогеосинклиналям. Авлакогены чаще образуются на ранней стадии
развития платформ, до начала формирования платформенного чехла, однако
могут возникать и позднее, фиксируя эпохи растяжения земной коры.
В зависимости от возраста складчатости, которой создан фундамент,
различают платформы древние, или докембрийские, и молодые. Так как в
областях мезозойской сладчатости типичный платформенный чехол еще не
успел сформироваться, в приложении к ним термин «платформа»
используется реже.
Некоторые части платформ могут испытывать интенсивное
сводообразование (поднятие), сопровождаемое раскалыванием. Это явление
носит название глыбовых движений или эпиплатформенного (т.е.
возникшего на месте платформы) орогенеза, приводящего к образованию
сводово-глыбовых гор.
Под областями эпиплатформенного орогенеза мощность земной коры
возрастает в 1.5 раза (60-80 км). Области эпиплатформенного орогенеза не
могут быть отнесены к геосинклиналям, находящимся на второй стадии
развития (орогенной), так как здесь образованию гор не предшествовало
мощное осадконакопление; магматизм проявлен слабо и носит
189
платформенный характер; накопившиеся осадки не смяты в складки (за
исключением приразломных участков). Иногда эпиплатформенный орогенез
сопровождается мощным гранитоидным магматизмом, образованием
вулканогенных поясов, вытянутых вдоль глубинных разломов, и
формированием связанных с ними разнообразных рудных месторождений.
Это явление носит название тектоно-магматической активизации.
Среди структурных элементов континентов выделяют, кроме выше
перечисленных, еще ряд.
Например, складчатые области (орогены). В первоначальном
понимании ороген – это геосинклиналь на завершающем этапе своего
развития. Сейчас к орогенам относят любые горные области как на
континентах, так и на дне океанов. Для орогенов характерны высокая
тектоническая подвижность и расчлененный высокогорный рельеф.
Среди разнообразных структур земной коры существуют структуры
переходного типа. К ним, в частности, относятся краевые прогибы и
окраинные вулканические пояса.
В зоне сочленения платформ и геосинклиналей, в упоминавшуюся
выше орогенную стадию развития последних, возникают переходные между
платформой и геосинклиналью структуры – краевые (передовые) прогибы.
Внешнее крыло краевых прогибов обычно развито на платформенном
основании, а внутреннее – на геосинклинальном. Благодаря этому
внутренние зоны этих прогибов вовлекаются в поднятие и подвергаются
складчато-надвиговым деформациям. Краевые прогибы имеют линейно
вытянутую форму, большую мощность чехла (10-15км). Для
рассматриваемых структур характерны молассовая, рифовая, кросноцветная,
соленосная, нефтегазоносная формации.
Окраинные вулканические пояса – это узкие зоны развития
наземных вулканических извержений, протягивающиеся на первые тысячи
км при ширине 100-200 км. Они закладываются на окраине молодой
складчатой области и геосинклинали на этапе прогибания последней.
Самой крупной структурой такого типа является Охотско-Чукотский
окраинный вулканический пояс.
3.4 Особенности строения океанской земной коры.
Области сплошного распространения земной коры океанского типа
выражены в рельефе Земли океаническими впадинами (ложе океанов).
В пределах океанских впадин выделяются два крупнейших элемента:
океанические орогенные пояса и океанические платформы.
190
К океаническим орогенным поясам относятся срединноокеанические хребты (СОХ), имеющие высоту над окружающей равниной до
3 км (местами наивысшие части хребтов поднимаются в виде островов над
уровнем моря). Вдоль оси хребта часто прослеживается зона океанических
рифтов – узких грабенов шириной 12-45 км при глубине до 3-5 км,
указывающих на господство в этих участках растяжения земной коры. Для
них характерны высокая сейсмическая активность, резко повышенный
тепловой поток, низкая плотность верхней мантии. Геофизические и
геологические данные свидетельствуют о том, что мощность осадочного
покрова уменьшается по мере приближения к осевым зонам хребтов.
СОХ – это место рождения новой океанской коры, древние аналоги
которой представлены офиолитами. Океанская кора и офиолиты имеют
трехчленное строение (сверху вниз).
Верхний, осадочный, слой сложен пелагическими карбонатными и
кремнистыми отложениями; в его основании нередко наблюдается слой с
повышенным содержанием железа, марганца и других металлов, продуктов
гидротермальной деятельности в рифтовых долинах СОХ.
Второй слой сложен вверху толеитовыми базальтами, отличающимися
пониженным содержанием К2О и повышенным Ti2O. Нижнюю часть этого
слоя образует примечательный комплекс параллельных даек, являющийся
главным диагностическим признаком настоящих офиолитов.
Третий слой сложен в верхней части массивными габбро, а в нижней –
так называемым полосчатым комплексом, в котором габбро чередуются с
ультрабазитами.
Верхи мантии, подстилающие океанскую кору, часто
серпентинизированы и поэтому в основании офиолитов нередко
наблюдаются серпентиниты.
Офиолиты образуются не только в СОХ, например, они слагают
основание вулканических островных дуг. Их отличают от типичных
срединно-океанских по тонким особенностям химического состава.
Океанические платформы (талассократоны) в рельефе дна имеют
вид обширных абиссальных плоских или холмистых равнин с отдельными
вулканическими конусами, их дно лежит на глубине 4.5-6 км, а в зонах
разломов до 6-7 км. Мощность осадочного покрова здесь достигает 1 км.
Возраст осадков различен.
Кора по строению такая же как в СОХ, а выше ее залегают осадки,
отложенные на больших глубинах – ниже уровня карбонатной компенсации,
поэтому кора не содержит карбонатов. Но среди абиссальных равнин
возвышаются хребты и более или менее изометричные океанские плато, а
также отдельные острова и подводные возвышенности, называемые
симаунтами. Все они достигают своими вершинами относительно
небольших глубин – около 2-3 км, лежат выше уровня карбонатной
191
компенсации и поэтому в соответствующих климатических условиях их
осадки могут быть представлены карбонатами, часто рифогенного
происхождения, что особенно относится к симаунтам. Вулканиты,
слагающие эти возвышенности и надстраивающие «нормальную» океанскую
кору, характеризуются повышенной щелочностью и относятся уже к
отличному от СОХ типу базальтов океанских островов.
Следующий крупный элемент земной коры – переходная зона между
континентом и океаном – область океанических окраин. Это область
максимального расчленения и перепадов высот твердой поверхности, где
находятся островные дуги, отличающиеся высокой сейсмичностью и
современным андезитовым и андезито-базальтовым вулканизмом,
глубоководные желоба и котловины окраинных морей. Для каждой из этих
структур характерны свои породные ассоциации.
3.5 Основные положения тектоники литосферных плит
В конце 50-х – 60-х годах прошлого века началось возрождение
гипотезы А Вегенера на новой основе. Этому способствовали новые данные,
полученные геологами и геофизиками о процессах, происходящих на
поверхности Земли и в ее недрах. Возникло новое направление в тектонике –
тектоника литосферных плит.
Основные ее положения следующие:
1.
Литосфера состоит из небольших (не более 8-10 плит) крупных
литосферных плит. Плита может быть и океанической, и
материковой и смешанной.
2.
Плиты разделены подвижными зонами, в которых
сосредоточена вся сейсмическая, тектоническая и
вулканическая активность.
3.
Плиты передвигаются: расходятся, сходятся и скользят вдоль
трансформных разломов (это разломы, оперяющие рифтовую
систему).
4.
Передвижение плит происходит благодаря присутствию ниже
их пластичной астеносферы, в которой они «плавают».
5.
Вопрос о механизме движения плит остается дискуссионным.
Например, этот процесс объясняют так.
В зонах срединно-океанических хребтов конвекционные потоки из
мантии достигают поверхности по глубинным разломам, и поступающие
новые порции базальтовой магмы раздвигают, как клинья, соседние
литосферные плиты, наращивая их изнутри. Этот процесс называется
спредингом.
192
Обратный процесс может происходить, например, так, как у
тихоокеанского побережья Азии. Здесь более тяжелая океаническая плита
«пододвигается» вниз под континентальную плиту по наклоненной под
углом 40-45о в сторону континента зоне контакта. Такой процесс
пододвигания одной плиты под другую называется субдукцией. Края
погружающейся плиты по мере погружения деформируются, переплавляются
в астеносфере.
Концепция тектоники плит более применима для более поздних
периодов жизни Земли (с мезозоя). В докембрии пока отсутствуют
достоверные свидетельства наличия и перемещения литосферных плит.
3.6 Эпохи складчатости
На Земле всегда происходили дислокационные тектонические движения, но
интенсивность их была разной. Для наиболее интенсивных дислокационных движений
характерна периодичность их развития. Эти периоды получили название эпох
складчатости (диастрофизма, орогенеза, тектогенеза). Проявлялись интенсивные
дислокационные движения не повсеместно, а в так называемых «подвижных областях».
Каждая эпоха складчатости была временем значительной перестройки подвижных
областей земной коры: бассейны осадконакопления превращались в складчатые
области, широкое распространение получали метаморфические и магматические
процессы, закладывались новые осадочные бассейны, усложнялось строение толщ,
дислоцированных в предыдущие этапы.
В геологической истории Земли устанавливается свыше десятка эпох тектогенеза.
Самая последняя докембрийская эпоха тектогенеза, обнимающая по времени период
верхнего протерозоя (рифей и венд), получила название байкальской, так как
созданные ей структуры байкалиды – широко развиты в областях, прилегающих к
193
озеру Байкал. Тектонические движения кембрийского времени получили название
салаирских (структуры – салаириды), ордовикского и силурийского периодов –
каледонских (структуры – каледониды), девонского, каменноугольного и пермского
периодов – герцинских (герциниды), триаса, юры и мела - киммерийских
(мезозойских) (киммериды), с палеогена начинается альпийская тектоническая эпоха.
Она продолжается до настоящего времени. Эти движения сформировали Альпы и
другие молодые горные сооружения с сильно расчлененным рельефом.
Тектонические движения, проявившиеся в интервале средняя юра-эоцен, иногда
выделяют под названием ларамийских, а сформированные ими структуры называют
ларамидами.
Перечисленные крупнейшие эпохи тектогенеза подразделяются на более мелкие фазы,
которые тоже имеют свои названия.
4 ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
4.1 ДОКЕМБРИЙ
4.1.1 Общая характеристика
Докембрий (самый длительный этап геологической истории Земли)
охватывает период с момента, когда на Земле начали происходить
геологические процессы и до начала кембрия. Начало докембрия – примерно
194
4.0 млрд. лет, окончание – 535 млн. дет назад. Докембрийский промежуток
времени составляет 7/8 истории Земли. Возраст Земли около 4.45 млрд. лет.
4.1.1.1 Лунная стадия развития Земли
Мощнейшая бомбардировка ранней Земли крупными метеоритами способствовала
разогреву планеты.
В процессе охлаждения Земли на ее поверхности образовалась тонкая оболочка из
застывших магматических пород - первичная земная кора – протокора. После своего
образования она долгое время была тонкой, легко проплавлялась и ломалась.
Для этих этапов жизни Земли характерен сильный вулканизм. На
земную поверхность изливались моря лав, проникающих по трещинам и
разломам непрочной земной коры. Когда кора стала прочнее, вулканические
процессы сосредоточились вдоль разломов, образуя трещинные излияния,
огромные вулканические конусы и кратеры взрыва.
Считается, что в это время Земля развивалась подобно Луне. Давно
остывшая Луна имеет много кратеров, покрыта базальтовым слоем. Возраст
горных пород Луны определяется в 4-4.5 млрд. лет. В отсутствие атмосферы
на Луне как бы законсервировались следы эпохи бурной вулканической
деятельности. Земля пережила аналогичную плавку и формирование так
называемых морей. Поэтому это время жизни Земли называют лунной
стадией. В эту стадию таким образом начала формироваться литосфера.
Первичная атмосфера Земли в лунную стадию состояла из аммиака,
метана, азота, водорода, инертных газов (аргона, криптона, ксенона, гелия),
кислых дымов (HF, HCl, H2S, борной кислоты и др.) и водяных паров,
выделяемых вулканами. Впоследствии легкие газы уходили в мировое
пространство, появился кислород, роль которого возрастала с появлением и
развитием жизни на Земле.
Когда нижние слои атмосферы охладились ниже температуры 100о,
появилась вода. Начались ливни, длившиеся десятки, а может и сотни
миллионов лет. Образовались первые моря (первичная гидросфера).
Начались процессы переработки луной коры в материковую. Лунная эра
длилась недолго. Она началась с возникновения земной коры и закончилась
возникновением водной оболочки Земли.
195
Протокора имела основной состав. Прямым доказательством основного
состава протокоры принято считать раннеархейские глубоко
метаморфизованные базитовые толщи и ассоциирующие с ними габбронориты – древнейшие офиолитовые ассоциации, а также габбро-анартозиты.
Преобладание докембрийских кислых пород на континентах объясняется
наложенной гранитизацией.
4.1.1.2 Подразделения докембрия
Докембрий расчленен на крупные стратиграфические единицы,
границы между которыми совпадают с проявлениями диастрофизма.
Впервые расчленение докембрия было осуществлено в конце XIX века
американскими геологами. Дж.Дэна назвал в 1872 г. самые древние
метаморфические образования архейскими (греч. архэос – древний).
У.Эммонс в 1888 г. выделил верхнюю часть этих древнейших толщ,
содержавшую остатки жизнедеятельности организмов, под названием
протерозойских (протерозой) (греч. протерос – первичный, зоэ – жизнь). В
1889 г.Ч.Уолкотт в верхней части протерозоя выделил альгонк.
Сейчас протерозой и архей рассматриваются в ранге акротем. Схема
расчленения докембрия выглядит так (2006):
Акротема
Эонотема
Фанерозойская
Эратема
Палеозойская
535±1
Система
Кембрийская
Венд
V
Протерозойская PR
Верхнепротерозойская PR2
600
Верхнерифейская
(Каратавий), RF3
Рифей1030
ская
Среднерифейская
RF
(Юрматиний), RF2
1350
1650
Нижниерифейская
(Бурзяний), RF1
Верхний карелий,
Нижнепротерозойская,
PR12
PR1
1900
2500
Нижний карелий, PR11
Верхний
отдел, V2
570-555
Нижний
отдел, V1
196
Архейcкая
AR
Верхнеархейская AR2
3150
Нижнеархейская AR1
(Саамская SM)
Верхнелопийская LP3
2800
Среднелопийская LP2
3000
Нижнелопийская LP1
Для определения возраста докембрийских пород используются
радиологические методы, для верхней части протерозоя (рифея и венда) –
палеонтологические методы.
4.1.1.3 Особенности развития Земли в докембрии
1.
2.
3.
4.
Возникли атмосфера и гидросфера.
Зародилась жизнь.
Образовалась земная кора и заложились ее главные структуры.
Образовалась большая часть (свыше 60%) минеральных ресурсов.
4.1.1.4 Особенности докембрийских образований
1. Сильная дислоцированность пород, наличие сложных складок
многих порядков. Породы перемяты, передроблены, нарушены разрывами.
Толщи подверглись неоднократным процессам складкообразования. Среди
докембрийских образований по характеру тектоники можно выделить ряд
структурных этажей, свидетельствующих о проявлении в докембрии целого
ряда эпох складчатости.
2. Высокая степень метаморфизма пород. Главный вид
метаморфизма в докембрии – региональный, происходящий при высоких
температурах и давлении. Древнейшие породы настолько сильно
метаморфизованы, что бывает трудно или даже невозможно определить за
счет каких пород – осадочных или изверженных – они возникли. Обычно
наблюдается закономерность: чем старше породы, тем сильнее они
метаморфизованы.
Для докембрия характерны явления метасоматоза и гранитизации, в
результате чего образуются мигматиты (породы, состоящие из тонкого
чередования гнейсов и гранитов). Иногда мигматиты и метаморфические
сланцы в условиях высоких температур и давления под влиянием горячих
197
растворов превращаются в метасоматические граниты. Мигматиты и граниты
слагают обширные гранитогнейсовые поля.
4.1.1.5 Органический мир докембрия
Жизнь зародилась на Земле вероятно после образования первых
водных бассейнов, примерно 3.7 млрд. лет назад, т.е. в раннем архее. Первые
организмы были прокариотами – они были одноклеточными и не имели ядра.
В архее известны бактерии и цианобионты. Жили они в бескислородной
среде, заселяли мелководные участки бассейнов от 10 до 60м глубиной.
Переход от первичной бескислородной к современной кислородной
атмосфере произошел 1.8-1.4 млрд. лет назад.
В докембрийских породах часты строматолиты, онколиты и
катаграфии, в образовании которых участвовали активно прокариоты,
архебактерии и др. организмы.
Эукариоты (организмы с обособленным ядром в клетке) известны с
начала позднего протерозоя. Из отложений верхнего протерозоя известны
многие группы водорослей (бурые). Фауна была представлена
бесскелетными животными. Первые мелкие скелетные формы
(мелкораковинная фауна, первые из которых – клаудины) возникли только во
второй половине венда.
В докембрии широко распространены микрофоссилии – мелкие
остатки округлой или иной формы с органической оболочкой, они имели
разную природу.
4.1.1.6 Эпохи складчатости
В архее земная кора была повсеместно весьма подвижной и
проницаемой. Дифференциация на геосинклинали и платформы
отсутствовала. Лишь в конце раннего архея режим приблизился к
геосинклинальному.
В докембрии выделяется несколько крупных этапов геологического
развития, разделенных глобальными диастрофическими циклами (эпохами
складчатости) первого порядка:
- саамский (в конце раннего архея),
- кеноранский (беломорский) (в конце позднего архея),
- карельский (в конце раннего протерозоя),
- гренвиллский (в середине рифея),
198
- катангский, или байкальский (в конце рифея – венде).
4.1.1.7 Полезные ископаемые
В докембрии сосредоточены не менее 90% запасов железа и титана,
70% золота, урана, никеля, 25% меди и марганца, 100% добычи мусковита и
флогопита.
На первом месте среди железорудных месторождений стоят
метаморфогенные месторождения, рудами которых являются железистые
кварциты (Курская магнитная аномалия, Кривой рог, Кременчуг и др., за
рубежом - месторождения Бразилии, Канады (полуостров Лабрадор) и др.).
Осадочные руды – Ангаро-Питский бассейн, Бакальское месторождение
Южного Урала.
Золото и уран, связанные с верхнеархейскими конгломератами –
Витватерсранд (ЮАР). Часто золоторудных месторождений Енисейского
кряжа обусловлены докембрийским магматизмом.
Медь, никель, кобальт, платина. ЮАР (Бушвельд), Зимбабве (Великая
дайка) – комплексные руды приурочены к интрузиям основного состава. В
Южной Африке в этих же месторождениях сосредоточены большие запасы
хромитов. Пояс месторождений меди , возможно осадочного происхождения
известен в Южной Африке, на территории Замбии и Заира. В России
имеются медистые песчаники Удокана.
Три четверти запасов марганца за рубежом сосредоточены в докембрии
ЮАР (Постмасбург), крупные месторождения разрабатываются в Гане,
Индии.
99 % добычи слюды дают Индия, Бразилия, Малагасийская
республика. В России месторождения мусковита известны в Северной
Карелии, в Сибири.
В венде имеются древние нефтеносные горизонты на Сибирской
платформе (Лено-Тунгусская впадина).
Крупные месторождения свинеца и цинка известны в Австралии
(Брокен-Хилл), Канаде (Сулливан), России (Енисейский кряж), графита - в
Южной Корее, Шри-Ланка.
4.1.2 Архейский акрон (акротема) – AR
4.1.2.1 Общая характеристика подразделения
199
Архейский акрон продолжался свыше 1,5 млрд. лет. Нижняя граница
определяется условно по возрасту наиболее древних пород – приблизительно
она равна 4.2 млрд. Породы архея обнаружены на щитах древних платформ.
Так, возраст гнейсов Амитсок и серии Исуа (Гренландия) – 3,87-3.8 млрд.
лет., гнейсы Акаста (запад Канадского щита, провинция Слейв) – 3,96 млрд.
лет – древнейшие из достоверно установленных породы. В западной
Австралии цирконы, обнаруженные в кварцитах с возрастом около 3,5 млрд,
датируются в 4.3-4.2 млрд. лет.
Верхняя граница архея – 2.5 млрд. лет. Архей делится на две эонотемы
– нижнеархейская (саамская) (AR1 или SM) и верхнеархейская (лопийская)
(AR2 или LP), которым соответствуют ранне- и позднеархейские эоны.
Граница нижнего и верхнего архея определяется в 3,15 млрд. лет.
Стратотип архея – юг Канадского щита в районе оз.Верхнее. Здесь
известны породы возраста 3.5-3.7 млрд. лет. Они представлены гнейсами
тоналитового состава с отдельными блоками и включениями гранулитов.
Нижнеархейские образования, слагающие значительные участки
фундамента древних платформ, являются зачатками континентальной коры и
представлены глубоко метаморфизованными пара- и ортопородами.
Наиболее древние из них – «серые гнейсы» - это преимущественно
ортогнейсы среднего состава, а также амфиболиты, железистые кварциты,
метавулканиты, метаосадочные породы и кристаллические сланцы. Фации
метаморфизма – гранулитовая и амфиболитовая. В это время
дифференциация на геосинклинали и платформы отсутствовала. Земная кора
была повсеместно подвижной и проницаемой. Тектонический режим был
близок эвгеосинклинальному.
Образования верхнего архея отличаются от нижнеархейских,
поскольку знаменуют собой начало нового крупного этапа истории Земли –
платформенно-геосинклинального. Стратотип верхнего архея – надсерия
Свазиленд (ЮАР, Свазиленд). В это время распространены формации
эвгеосинклинали, намного реже встречаются миогеосинклинальные и
платформенные формации. Породы метаморфизованы в условиях
амфиболитовой и зеленосланцевой фаций, поэтому их природа распознается
достаточно хорошо.
В архее проявились две эпохи складчатости: саамская - в раннем архее
и кеноранская или беломорская - во второй половине позднего архея.
4.1.2.2 Физико-географические условия
200
В раннем архее температура поверхности Земли была, вероятно, выше
70 , а может и выше 100о. Атмосфера была очень плотной, бескислородной,
горячей и состояла в основном из паров воды, углекислоты и других
компонентов. Характерны «кислые дымы». Такая атмосфера обусловливала
сильный парниковый эффект. Гидросфера была резко углекислой,
содержащей сильные кислоты, т.е. была агрессивной, заметно
минерализованной и соленой. Об этом свидетельствуют и древние эвапориты
(Сибирская платформа, Канада, Бразилия). В конце раннего архея появились
карбонатные осадки, указывающие на то, что значительная часть
углекислоты была изъята из атмосферы. Давление в раннем архее составляло
50-70 бар.
В конце позднего архея температура воды составляла примерно от 90
о
до 65 . Атмосферное давление было ниже, чем в раннем архее и оценивается
в 10-20 атм. Содержание углекислоты было еще значительным (карбонатных
пород мало). В атмосфере много паров воды, но отсутствовал свободный
кислород. О восстановительном характере атмосферы свидетельствует
отсутствие в разрезе верхнего архея красноцветных пород.
о
4.1.2.3 Органический мир
Жизнь появилась после образования первых водных бассейнов. В архее
известны прокариоты: бактерии и цианобионты.
В породах серии Исуа в юго-западной Гренландии с возрастом около
3.800 млн. лет обнаружены мелкие цианобионты в виде палочек, нитей, а
также их шаровидные, дисковидные и многоугольные оболочки.
К позднему архею создались условия более благоприятные для
существования и размножения организмов: снизилась температура воды,
уменьшилась ее кислотность и химическая агрессивность. В
верхнеархейских породах встречены цианобионты и бактерии, а также
строматолиты.
Позднеархейские прокариоты известны из кремнистых пород
формации Фиг-Три (Южная Африка) с возрастом 3.2 млрд. лет.
Прокариоты архея отличаются от прокариот протерозоя мелкими
размерами.
4.1.2.4 Характерные типы пород
201
Отложения архея в большинстве районов мира представлены
глубокометаморфизованными вулканогенными и вулканогенно-осадочными
породами. Наиболее распространены амфиболовые, амфибол-пироксеновые
и пироксеновые плагиогнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты,
образовавшиеся при метаморфизме основных, либо ультраосновных лав и
туфов. Фации метаморфизма: гранулитовая, амфиболитовая, реже
зеленосланцевая. Гранулитовая фация регионального метаморфизма
является исключительной особенностью нижнего архея. Эта фация
типична для высоких ступеней метаморфизма, проходящего при недостатке
воды. Породы фации гранулиты – мелкозернистые гранатсодержащие
гнейсы и чарнокиты – гиперстеновые гнейсы. В архее встречаются
коматииты – высокомагнезиальные вулканические ультрамафитовые породы.
Осадочные породы архея: мраморы кальцитового и доломитового
состава, графит-содержащие гнейсы и кристаллические сланцы.
В высоких горизонтах архея встречаются породы низких ступеней
метаморфизма с различимыми первичными структурами. Из обломочных
пород преобладают граувакки, аркозы, алевролиты, пелиты и конгломераты.
Для верхнего рифея характерны различные вулканиты с преобладанием
основных: толеитовые базальты, коматииты, андезибазалльты.
4.1.2.5 Структуры земной коры
Тектонический режим раннего архея характеризуется следующими
чертами:
отсутствием дифференциации земной коры на платформы и
геосинклинали;
отсутствием контрастного рельефа и грубообломочных
отложений;
однообразием супракрустальных пород на всех континентах –
признак «Панталассы» - общепланетарного океана;
широким распространением анортозитов – признак спокойной
тектонической обстановки (только к концу раннего архея режим
несколько приблизился к геосинклинальному);
тонкой и достаточно пластичной первичной корой, из-за чего не
могли возникать сводовые поднятия и глубинные разломы;
В это время земная кора повсеместно находилась в
эвгеосинклинальных условиях. Такое ее состояние было названо
«пангеосинклиналью».
Накопившиеся большой мощности толщи пород во второй половине
раннего архея на некоторых участках земной коры подверглись саамской
202
складчатости. Толщи испытали поднятие, смятие в складки. Созданы
структуры – саамиды. В результате саамского диастрофизма произошло
внедрение огромных масс гранитоидов, которое привело к утолщению
земной коры до 25-30 км. Таким образом, в нижнем архее появились участки
с корой континентального типа.
Во всех районах зеленокаменные породы верхнего архея развиты в
виде узких, часто неправильных по форме участков (зеленокаменные или
гранит-зеленокаменные
пояса),
представляющих
структуры
геосинклинального типа, разделенные обширными полями глубоко
метаморфизованных пород нижнего архея. Эти структуры – свидетельства
древних геосинклиналей - протогеосинклиналей.
Таким образом, вторая половина архейского времени характеризуется
формированием протогеосинклиналей и заполнением их геосинклинальными
отложениями.
Формирование протогеосинклиналей завершается в конце архея, 2.5
млрд. лет тому назад. Осадки, заполнившие протогеосинклинали, были
дислоцированы беломорским циклом тектогенеза, в результате которого
отложения подверглись метаморфизму и гранитизации. Созданы структуры
беломориды. Сформировались складчатые системы, которые вместе с ядрами
из древних архейских массивов образовали крупные платформенные
структуры (протоплатформы) – остовы будущих древних платформ –
материков.
Крупнейшими протоплатформами этого времени являются: почти вся
Сибирская платформа, Украинско-Воронежский и Беломорский массивы
Восточно-Европейской платформы, массивы Канадского щита, ЮжноАфриканская, Австралийская платформы, большая часть Индостанской
платформы.
В соответствии с одной точкой зрения (Л.И.Салоп и др.)
зеленокаменные пояса, о которых упомянуто выше, представляют собой
обширные прогибы, осложненные разломами и возникшие в результате
глобального растяжения земной коры. По мнению других (В.Е.Хаин и др.)
эти пояса сформированы под воздействием спрединга и субдукции.
Заложение зеленокаменных поясов, началось с образования рифтов,
впоследствии сменившихся бассейнами с океанической корой, в которых
происходил сначала спрединг, а потом субдукция.
В структуре зеленокаменных поясов выделяют – гнейсовые и
гранито-гнейсовые купола диаметром 10-40 (не более 100) км – округлые
или удлиненные в плане структуры, в ядре сложенные гранитами, а по
периферии – гранито-гнейсами, мигматитами или кристаллическими
сланцами, которые окаймляются зеленосланцевыми породами. Эти
структуры являются весьма характерными для площадей распространения
верхнеархейских образований.
203
К концу архея можно предположить существование уже довольно
мощной (до 30-40 км) и зрелой континентальной коры. Была ли она
сосредоточена в одном месте, образуя гигантский материк Пангею-0,
которому противостоял не менее гигантский океан –Панталасса, или блоки
материковой коры были распределены по поверхности земного шара так, что
между ними оставались пространства с корой океанского типа, остается не
совсем ясным.
4.1.2.6 Распространение архейских комплексов
Архейские метаморфические комплексы слагают значительные
площади в пределах щитов древних платформ. В Европе в пределах
Восточно-Европейской платформы наиболее крупные выхода архея и
нижнего протерозоя образуют Балтийский щит и Украинский щит.
Разрез архея и нижнего протерозоя в Карелии. В этом разрезе
архейские образования продразделены на два комплекса.
Нижний – саамский комплекс сложен разнообразными
парагнейсами с горизонтами и линзами амфиболитов (беломорская серия)
мощностью 9 км. Серия вмещает тела мигматитов, чарнокитов,
метаморфизованных основных и ультраосновных пород. Толщи серии,
вероятно сформировались в результате глубокого преобразования аркозовых
и полимиктовых песчаников и диабазов. Возраст серии 3.4-3.3 млрд. лет, что
позволяет этот комплекс относить к раннему архею.
Выше с угловым несогласием на нижнеархейском комплексе залегает
лопский комплекс. Он сложен амфиболитами, кристаллическими сланцами,
гнейсами, порфиритоидами, железистыми кварцитами. Мощность комплекса
– 6 км. Эти породы образуют спилито-кератофировую формацию. Они
прорваны основными и ультраосновными интрузиями, гранитоидами,
впоследствии мигматизированными. Возраст гранитоидов – 2.7-2.8 млрд.лет,
на основании чего они относятся к позднему архею.
Эти два структурных этажа сформировались в геосинклинальных
условиях. В конце раннего архея проявилась саамская складчатость, к конце
позднего архея – беломорская.
На Сибирской платформе докембрийские отложения слагают
Алданский и Анабарский щиты.
4.1.3 Протерозойский акрон (акротема) - PR
204
На
Канадском
щите
Северо-Американской
платформы
протерозойскими были названы толщи, лежащие с резким угловым
несогласием на сильно метаморфизованных отложениях архея и перекрытые
кембрийской системой. Протерозойские комплексы образовались в основном
из осадочных отложений и менее метаморфизованы по сравнению с
архейскими породами. За границу между археем и протерозоем принят
рубеж в 2.5 млрд. лет. Протерозойские отложения расчленяются на две
эонотемы: нижнепротерозойскую (карельскую (PR1 или KR) и
верхнепротерозойскую (PR2) с границей между ними в 1.65 млрд. лет.
4.1.3.1 Раннепротерозойский эон (эонотема) – PR1
Общая характеристика подразделения. Раннепротерозойский эон
охватывает события от конца кеноранского (беломорского) диастрофизма
(2.5 млрд.лет) до конца позднекарельского (выборгского) диастрофизма (1.65
млрд. лет). Этот отрезок времени называют еще карельским эоном,
поскольку наиболее характерные разрезы его находятся в Карелии.
Событием карельской складчатости 1 порядка этот эон делится на ранний и
поздний карелий. В Канаде ранний протерозой называют афебием.
Стратотип нижнекарельской эратемы – карельская надсерия
(комплекс), широко развитая в восточной части Балтийского щита (Карелия).
Стратотип верхнекарельской эратемы – акитканская серия
хр.Акиткан (район Байкальской складчатой области и Сибирской
платформы.
Физико-географические
условия.
Средняя
температура
мелководных морей в середине раннего протерозоя составляла 60о. Широкое
развитие карбонатных пород свидетельствует о снижении содержания
углекислого газа в атмосфере и, как следствие, о снижении парникового
эффекта. Среди карбонатных пород преобладают доломиты, легче
выпадавшие в осадок по сравнению с кальцитом при сравнительно высоком
содержании углекислого газа в атмосфере и воде.
В раннем карелии имели место четыре глобальных оледенения.
Похолодания были резкими и кратковременными, т.е. вызывались скорее
всего космическими причинами.
Для самых древних образований нижнего карелия – комплекс
Доминион-Риф - характерны, с одной стороны, очень зрелые породы
(кварциты), с другой – граувакки, полимиктовые конгломераты. Это
указывает на сочетание равнинных и относительно пересеченных участков.
Основные лавы верхней части комплекса изливались в мелководных
условиях, кислые - на суше.
205
В середине раннего протерозоя впервые появляются красноцветные и
окисленные железорудные породы. Это свидетельствует о том, что в
атмосфере появилось достаточное количество кислорода для окисления
пород. Появление кислородной атмосферы связано с массовым
распространением цианобионтов, обладавших фотосинтезом. Полагают, что
к концу раннего протерозоя количество кислорода в атмосфере приблизилось
современному.
Наличие эвапоритов (галит, гипс) в некоторых сланцево-карбонатных
отложениях (например, в удоканской надсерии) указывает на то, что имелись
бассейны с повышенной минерализацией воды. Обогащенные фосфором
песчано-карбонатные породы – признак биогенных процессов. Углеродистые
сланцы с вкрапленностью сульфидов (черносланцевая формация) – следствие
сероводородного заражения бассейнов.
Органический мир. В нижнепротерозойских образованиях часто
встречаются
микроскопические
прокариоты
и
продукты
их
жизнедеятельности – фитолиты (строматолиты и микрофитолиты). В это
время появляются первые эукариоты.
Основные типы пород и особенности осадконакопления. В
нижнем карелии встречаются различные формационные типы отложений:
эвгеосинклинальные, миогеосинклинальные, платформенные, а также
отложения различных палеогеографических обстановок: морские, дельтовые,
континентальные, ледниковые и др.
Особенно
широко
представлены
миогеосинклинальные
и
платформенные отложения, которые в архее отсутствовали.
Эвгеосинклинальные отложения представлены толеитовыми базальтами, спилитами,
риолитами. Коматииты (высокомагнезиальные вулканические ультрамафитовые
породы) редки.
В миогеосинклинальных условиях формируются железорудные
формации и золото-ураноносные конгломераты. Вулканизм основного и
среднего состава. Миогеосинклинальные отложения отличаются большой
мощностью, интенсивной складчатостью, сильным метаморфизмом (до
амфиболитовой стадии), наличием в верхних частях разрезов
миогеосинклиналей
ритмично-слоистой
граувакко-сланцевой
толщи
флишоидного типа.
Платформенные отложения представлены кварцитами с косой
слоистостью и знаками ряби, конгломератами, аркозами, граувакками,
доломитами (строматолитовыми), графитовыми сланцами, шунгитами,
эвапоритами. Платформенные отложения характеризуются небольшой
мощностью, простой складчатостью (часто приразломного типа), слабым
206
метаморфизмом (зеленосланцевая фация), наличием большого числа
перерывов, широким распространением зрелых осадочных пород.
Во многих районах на нескольких стратигрфических уровнях
установлены тиллиты, что является следствием оледенений.
Метаморфизм в основном зеленосланцевый, есть и амфиболитовой
фации.
Возраст гранитов, рвущих нижнекарельские образования – 2000-1900
млн. лет.
Для верхнего карелия характерны континентальные осадочновулканогенные толщи, иногда фациально замещаемые или перекрываемые
континентальными и прибрежно-морскими осадочными толщами с
подчиненным количеством вулканитов. Эти толщи однообразны на всех
континентах
и
представляют
собой
чередование
вулканитов,
преимущественно кислого состава, туфов, туффитов и обломочных
терригенных пород. Мощности могут быть значительными – до 10 км.
Все эти толщи лежат резко несогласно на различных более древних
породах и перекрываются также несогласно рифеем.
Среди вулканитов доминируют кислые эффузивы и их туфы,
основные эффузивы встречаются в подчиненном количестве.
Осадочные
породы
представлены
преимущественно
грубозернистыми
разностями:
конгломератами,
гравелитами,
полимиктовыми и кварцевыми песчаниками. Широко развиты алевролиты,
аргиллиты. Песчники красноцветные. Терригенные породы иногда содержат
прослои железных руд, но джеспилиты отсутствуют.
Для верхнего карелия характерен колоссальный по масштабам
кислый вулканизм и комагматичные гранитоиды. Встречаются также
анортозиты, габброиды. Исключительно характерны граниты рапакиви.
Для этой эратемы характерны низкие и средние ступени
зеленосланцевой фации метаморфизма.
Тектонический режим. Дальнейшее развитие протоплатформ
и протогеосинклиналей. Появление платформ и геосинклиналей.
Карельская складчатость. К началу протерозоя были сформированы
первые
протоплатформы
и
протогеосинклинали.
В
последних
господствовали условия как в пангеосинклиналях.
На протяжении раннего протерозоя в процессе неоднократных
складчатостей происходило постепенное отмирание геосинклинального
режима на обширных площадях и образование первых крупных стабильных
блоков – эпикарельских платформ, которые получились в результате слияния
протоплатформ после консолидации (закрытия) находившихся между ними
протогеосинклиналей. В пределах этих территорий началось формирование
типично платформенного чехла.
207
За этот промежуток времени проявились два существенных цикла
диастрофизма – карельский I порядка – в конце раннего карелия, собственно
карельский – в конце позднего карелия, а также несколько более мелких.
Таким образом, к концу раннего протерозоя после завершения
карельской складчатости на значительной части Восточной и Северной
Европы образовалась Восточно-Европейская платформа, на большей части
Средней Сибири – Сибирская платформа, на севере Китая и Корейском
полуострове – Китайско-Корейская и Таримская платформы, на юге Китая –
Южно-Китайская платформа, на большей части полуострова Индостан –
Индийская платформа, в центральной и западной частях Австралии –
Австралийская платформа.
В Африке и на Аравийском полуострове выделяются СевероАфриканская, Южно-Африканская и Аравийская платформы, на большей
части Северной Америки – Северо-Американская платформа. Две
платформы намечаются на большей части Южной Америки. Почти всю
Антарктиду, за исключением ее западной части, занимает Антарктическая
платформа.
Эти
платформы
получили
название
эпикарельских,
т.е.
послекарельских.
Наряду с эпикарельскими платформами к концу раннего протерозоя
существовали вновь заложившиеся геосинклинали и геосинклинальные
пояса, отделявшие платформы друг от друга.
Ученые, поддерживающие гипотезу о существовании к началу
раннего протерозоя единого материка Пангеи-0, описывают это время
следующим образом.
Сформировавшийся гигантский материк Пангея-0 (после почти 300
млн. лет существования) в начале раннего протерозоя подвергся
раздроблению, в результате которого обособились изометричные,
относительно стабильные блоки земной коры – протоплатформы, а между
ними – подвижные пояса длиной многие сотни и даже тысячи километров и
шириной первые сотни километров. Учитывая характер разрезов наиболее
древних подвижных поясов, предполагают, что большая их часть
первоначально возникла на континентальной коре.
Иными словами, начало раздробления Пангеи-0 ознаменовалось, повидимому, заложением рифтогенных структур, которые в дальнейшем,
эволюционируя, превращались в более широкие, зонально построенные
подвижные пояса. Свидетельством раздробления архейской коры являются
широко распространенные рои даек основного состава.
Во второй половине раннего протерозоя подвижные пояса
заканчивают свое развитие, раздавливаясь между сходящимися
протоплатформами, и коллизионные процессы приводят к образованию
гранулит-гнейсовых поясов сильной тектонотермальной переработки.
208
В конце раннего протерозоя возникла Пангея-1 (Родиния) – новый
гигантский материк, практически полностью вышедший из-под уровня моря.
Образование единого материка предполагает, что на другой половине Земли
сосредоточилась водная масса, вытесненная из складчатых поясов (океан
Панталасса).
Полезные ископаемые. Ранний протерозой был выдающейся эпохой
железорудного накопления. Важное промышленное значение имеют
осадочные железные руды. Это джеспилитовые полосчатые руды
относительно глубоководного происхождения, железосланцевые и
железокарбонатные руды и оолитовые прибрежно-морские железные руды
(Кривой Рог, Курская магнитная аномалия, бассейн р.Амазонки, в Западной
Австралии и др.).
Встречаются руды металлов группы железа – марганца в Бразилии и
Африке, кобальта, сульфидов меди и никеля – в Канаде, медноколчеданных
руд - в Финляндии, титана и хрома – в Южной Африке, ванадия – в Нанибии.
Обильное раннепротерозойское золото находится в золото-уранопиритовых конгломератах юга Африки и в кварцевых жилах также в Африке.
Подобные конгломераты являются главными протерозойскими урановыми
рудами.
Основными раннепротерозойскими медными рудами являются
медистые песчаники, распространенные в Восточной Сибири (Удокан).
Промышленное значение имеют медноколчеданные руды в Финляндии.
Россыпи с алмазами и золотом в Гайане и Гане являются
нижнепротерозойскими.
4.1.3.2 Позднепротерозойский эон (эонотема) – PR2
Поздний протерозой завершает докембрий. Он продолжался с 1500
млн. до 535 млн. лет. Расчленяется на рифей (RF) и венд (V). Отложения
верхнего протерозоя слабее, чем предшествующие, затронуты процессами
метаморфизма (не более зеленосланцевой фации), а иногда очень слабо
метаморфизованы. Для расчленения верхнего протерозоя возможно
применение биостратиграфического метода. Отложения этой эонотемы
развиты весьма широко во всех регионах мира
Общая характеристика подразделений. Рифей выделен в 1945 г.
Н.С.Шатским в Башкирском антиклинории, здесь находится его стратотип.
Рифей – древнее название Урала. Под этим названием здесь объединяются
верхнепротерозойские толщи от бурзянской серии внизу до каратавской
серии вверху. Гипостратотип рифея – разрез Учуро-Майского региона
Сибири.
209
Рифей имеет неясный ранг, условно рассматривается в ранге
эонотемы. В его составе выделяются три части (эратемы): нижнерифейская,
среднерифейская и верхнерифейская. Их иногда называют бурзяний,
юрматиний и каратавий, однако эти названия пока употребляются редко.
В течение рифея осуществились несколько фаз складчатости разного
порядка, из которых готская проявилась на рубеже раннего и среднего рифея,
гренвильская – на рубеже среднего и позднего рифея и байкальская (или
катангская) – в конце рифея – начале венда.
Венд рассматривается в качестве системы. Нижняя граница составляет
600 млн. лет, верхняя – 535 млн. лет. Подразделение выделено в 1952 году
Б.С.Соколовым. Его стратотип – осадочные отложения (валдайская серия)
платформенного чехла Восточно-Европейской платформы, подстилающие
кембрий. Термин «венд» происходит от названия древнего славянского
племени вендов (или венедов), обитавших на севере европейской части
России.
Физико-географические условия. Широкое распространение в
раннем и среднем рифее больших объемов шельфовых высокомагнезиальных
известняков, доломитов и хемогенного кремнеобразования свидетельствует о
существовании мягкого морского и очень теплого климата. Высокие
температуры и насыщенность атмосферы углекислым газом способствовали
образованию строматолитов и онколитов, максимальное развитие которых
приходится на средний рифей.
По изотопам кислорода и водорода в сингенетических кремнях,
заключенных в карбонатные породы, установлено, что средняя температура
земной поверхности 1.3-1.2 млрд. лет тому назад была в пределах 40-50о (PR1
- 60о, современная средняя температура - 15оС).
Присутствие эвапоритов свидетельствует об аридном климате. О
развитии кор химического выветривания можно судить по наличию
высокоглиноземистых осадков.
Свидетельства климатической зональности отсутствуют.
Красноцветные породы, эвапориты, строматолиты встречаются на самых
различных современных широтах.
В конце среднего рифея произошло понижение температуры земной
поверхности, сократилось карбонатонакопление, почти исчезло хемогенное
кремнеобразование. Снизилось число строматолитовых построек. Широким
распространением стали пользоваться терригенные толщи.
В позднем рифее встречаются два уровня ледниковых отложений,
соответственно выделяют нижний и верхний тиллитовые горизонты. К толще
тиллитов и фациально связанных с ними морских осадков (акваморены обломки пород, перенесенные морскими льдами, айсберговые образования)
приурочены железорудные залежи, что является одним из главных
корелляционных признаков нижних тиллитов.
210
В ряде районов (Восточная Европа, Африка и др.) позднерифейское
оледенение имело покровный характер, ледники занимали огромные
площади. На Сибирской платформе ледниковые отложения прослеживаются
на Енисейском кряже.
В позднем рифее стали обособляться области с нивальным (холодным)
и экваториальным климатами.
Широкое распространение красноцветных пород в рифее указывает
на заметное увеличение содержания свободного кислорода по сравнению с
карелием, что связано с увеличением биомассы фотосинтезирующих
организмов. Это сказалось на составе морской воды: хлоридно-карбонатные
воды заменились хлоридно-сульфатными.
Рубеж рифея и венда является началом эпохи материковых оледенений,
которые привели к глобальной регрессии. Следы последующего
значительного потепления также имеют планетарное распространение.
Оледенение имело покровный характер. Обширные участки морей
были также покрыты ледниковым панцирем.
По распространению тиллитов, акваморен, мариногляциальных
отложений и отложений, так или иначе связанных с ледниковыми, а также по
распространению продуктов переотложения древних моренных отложений
оконтуриваются области с нивальным или близким к нему климатом.
Во второй половине вендского периода ландшафтно-климатические
условия существенно изменились. Значительно повысилась температура. В
связи с таянием ледников уровень Мирового океана поднялся и началась
обширная трансгрессия. О высокой температуре свидетельствует наличие
эвапоритов, высокомагнезиальных карбонатов, широкое развитие
биогермных массивов, похожих на современные рифы. Отмечается много
фитолитов, в том числе строматолитов. Температура среды обитания
строматолитов составляла 35-45о.
Повысилось содержание свободного кислорода. 500 млн. лет назад
оно составляло не менее 1/3 современного.
Органический мир. Важнейший рубеж в развитии органического
мира совпадает с началом позднего протерозоя, когда повсеместно появились
достоверные эукариоты – организмы, клетки которых имели обособленные
ядра.
Второй важный рубеж совпадает с началом среднего рифея, когда
появились многоклеточные животные и растения. В составе животных были
как неподвижные бентосные формы, так и подвижные илоеды.
В отложениях рифея встречаются разнообразные микрофоссилии –
сборная группа остатков фито- и зоопланктона, часть из них относится к
проблематикам. Это микроскопические организмы шаровидной или иной
формы. В среднем рифее появляются входящие в эту группу акритархи образования, напоминающие споры растений.
211
Еще одной сборной группой являются катаграфии – мелкие, обычно
микроскопические образования в виде комочков или оболочек, вероятно
остатки жизнедеятельности животных (копролиты), оболочки или
бесструктурные скопления водорослей. Первые представители этой группы
известны с 1200 млн. лет.
В позднем протерозое появились первые планктонные животные.
Пышное развитие получили цианобионты, остатки жизнедеятельности
которых – строматолиты – имеют важное значение для стратиграфии рифея.
В это же время появляются представители группы невландиевой
проблематики. Это крупные колониальные бентосные (прикрепленные)
организмы, часть которых являются предковыми для книдарий, в том числе
эдиакарской фауны.
Вероятно, этап развития органического мира, начавшийся в среднем
рифее, связан со значительным увеличением содержания кислорода в
атмосфере. Это обеспечило защиту организмов от ультрафиолетового
излучения, благодаря чему животные, перейдя к кислородному дыханию,
стали подниматься к самой поверхности и заселять обширные мелководья.
В венде продолжают встречаться те же группы организмов, а также
появились новые.
Этот период можно рассматривать как третий важнейший этап
развития органического мира докембрия – этап становления основных типов
животного мира и, прежде всего, многоклеточных.
В венде наряду с мелкими водорослями появились крупные бурые
водоросли – вендотениды.
Сообщество вендских животных состояло из кишечнополостных
(медуз, полипов, морских перьев), организмов близких к червям и
членистоногим, сабелледитид (предки погонофор). Практически все они
(кроме сабеллидитид) были мягкотелыми и сохранились в ископаемом
состоянии в виде отпечатков. Сабелледитиды сохранились в породе в виде
одиночных тонких и длинных трубок, состоящих из хитиноподобного
вещества.
Продолжает существовать невландиевая проблематика. В отличие от
эдиакарской фауны это были хоть и бесскелетные формы, но в ископаемом
состоянии сохранялись в виде объемных тел, а не отпечатков.
Во второй половине венда (раньше сабелледитид) появились первые
скелетные формы – трубки Cloudina, к концу венда количество и
разнообразие скелетных организмов увеличилось. Эти мелкие скелетные
организмы объединили в группу, которую называют «мелкораковинной
фауной» (SSF –small shelly fossils).
Стратотипы. Стратотип рифея – комплекс докембрийских отложений
Башкирского антиклинория Южного Урала. Общая мощность отложений
около 14 км.
212
Отложения стратотипа формировались в условиях миогеосинклинали и
разделены на три эратемы (в местной шкале - серии): бурзянскую,
юрматинскую и каратавскую, соответственно - нижний, средний и верхний
рифей.
Отложения эратем отличаются ритмичностью. Ритмы начинаются
базальными конгломератами и песчаниками, выше глинистые сланцы,
филлиты, еще выше – карбонатные породы (известняки и доломиты).
Такая ритмичность является характерной чертой разрезов рифея во
многих районах мира. Строение каждого ритма указывает на наступление
моря. Затем этот процесс прерывается кратковременной регрессией. В
бурзянской и юрматинской эратемах иногда наблюдаются покровы
эффузивов. Каждая серия содержит своеобразные комплексы фитолитов, в
том числе строматолитов. В породах серии пользуются широким
распространением микрофоссилии.
Эратемы разделены крупными несогласиями и перерывами. В конце
каждой из них проявились складчатость и внедрение интрузий. Граница
нижнего и среднего рифея в стратотипе составляет 1350 млн. лет, а среднего
и верхнего рифея – 1000 млн. лет.
В бурзянии имеются пачки кристаллического магнезита (Саткинское
месторождение), а также сидерита и бурого железняка (Бакальское
месторождение). В юрматинии встречаются пластообразные залежи бурых
железняков. В конце каратавия проявилась завершающая байкальская
складчатость. На этом закончился собственно геосинклинальный цикл
развития этой территории.
На рифее с размывом залегает также смятая в складки толща
полимиктовых песчаников, конгломератов и алевролитов - ашинская серия.
Она относится к венду и представляет собой молассовую формацию,
соответствующую орогенному этапу байкальской эпохи тектогенеза.
Стратотип венда – валдайская серия Восточно-Европейской
платформы. Серия выделена Б.С.Соколовым в 1950-52 г.г. как гдовские и
ламинаритовые слои. Автор выделения венда – он же. Серия залегает
плащеобразно несогласно на более древних образованиях. Типовой разрез – в
осевой части Московской синеклизы. В нижней части серия сложена
конгломератами, гравелитами и аргиллитами, образующими базальные слои
для серии. Выше залегают туффиты, песчаники, алевролиты, аргиллиты, в
том числе красноцветные. В породах имеется эдиакарская фауна,
вендотениевые водоросли и другие остатки.
Валдайская серия не представляет весь венд. Она образует так
называемый верхний венд. К нижнему венду относятся вильчанская серия
(тиллиты, гравелиты, песчаники, 50 м) и перекрывающая ее волынская серия
(грубозернистые песчаники и гравелиты – базальные слои, выше – базальты,
213
дациты, липариты и их туфы, нередко пестроцветные, 500 м). Иногда
вильчанская серия отсутствует.
Породообразование. В рифее терригенные породы представлены
псефитами, псаммитами, глинистыми породами, нередко красноцветными.
Наблюдаются признаки мелководья. В позднем рифее часты медистые
песчаники.
Карбонатные породы создают мощные мелководно-морские
платформенные и геосинклинальные отложения, содержащие часто
строматолиты.
Вулканизм в рифее продолжался, но в меньших масштабах, чем в
позднем карелии. Вулканиты преимущественно кислого состава, основные
породы имеют подчиненное распространение, среди них часты толеитовые
базальты.
В венде в миогеосинклиналях преобладают песчано-сланцевые толщи.
Часто (и в миогеосинклиналях и на платформах) встречаются красноцветные
породы.
В складчатых областях развиты терригенные формации орогенного
типа (конгломерато-песчаные толщи и др.). Тиллиты тяготеют к низам
нижнего венда. Для всех отложений венда характерно трансгрессивное
строение. Мощности на платформах – десятки-сотни метров, редко 1 км, в
миогеосинклиналях – до нескольких км.
Метаморфизм на платформах отсутствует, залегание горизонтальное
(кроме приразломных дислокаций). В геосинклинальных областях
метаморфизм зональный, не выше зеленосланцевой фации.
Тектоника. К началу позднего протерозоя был сформирован
фундамент древних платформ и началось формирование их чехла.
В раннем рифее начался интенсивный процесс формирования крупных
платформ в границах, близких современным, а также процесс заложения
новых геосинклинальных систем, многие из которых продолжали
развиваться на протяжении всего позднего докембрия и фанерозоя.
В верхнем протерозое проявилось несколько фаз складчатости. Так,
готская проявилась на рубеже раннего и среднего рифея, гренвильская – на
рубеже среднего и позднего рифея и байкальская – в конце рифея – начале
венда.
В байкальскую эпоху произошли крупные орогенические движения, в
результате которых обширные геосинклинальные области превратились в
крупные складчатые системы, а затем в платформы, т.е. перешли в новые
геотектонические условия своего развития. В завершающую фазу
байкальской эпохи тектогенеза в одних случаях произошло наращивание
созданных ранее платформ, в других – слияние отдельных платформ друг с
другом. На некоторых участках земной коры, где диастрофические движения
214
были менее сильными, впоследствии возобновилось геосинклинальное
осадконакопление.
Восточно-Европейская платформа приобрела очертания, близкие
современным. К ней присоединились складчатые структуры Тимана,
Большеземельской тундры, полуострова Канин, Рыбачий, Варангер.
Сибирская платформа по размерам превосходила современную. К ней
присоединились байкалиды Западного Забайкалья, Патомского нагорья,
Северо-востока Восточного Саяна, Енисейского и Туруханского кряжей.
Индийская платформа почти не изменилась.
Китайская платформа образовалась в результате слияния КитайскоКорейской, Южно-Китайской и Таримской платформ.
В Африке слились четыре крупные платформы, которые вместе с
Аравийской платформой образовали единую Африкано-Аравийскую
платформу.
В Австралии образовалась одна большая платформа.
В Северной Америке вместо небольших протоплатформ возникла
огромная Северо-Американская платформа.
В Южной Америке в рифее существовали две платформы, которые в
результате байкальской складчатости объединились в большую ЮжноАмериканскую платформу.
Итак, в результате байкальской складчатости окончательно
сформировались девять платформ: Северо-Американская, ВосточноЕвропейская, Сибирская, Китайская, Южно-Американская, АфриканоАравийская, Индийская, Австралийская, Антарктическая. Последние пять
южных платформ (Южно-Американская, Африкано-Аравийская, Индийская,
Австралийская, Антарктическая) объединяются в единый стабильный блок
земной коры – суперплатформу – Гондвану. О том, что это было единое
образование, свидетельствует общность геологической истории этих
платформ в палеозое.
Среди геосинклинальных комплексов выделяют собственно
геосинклинальные, миогеосинклинальные и молассовые. Последние связаны
с орогенным этапом позднепротерозойских складчатых систем (венд).
В нижнем и среднем рифее на платформах осадконакопление
происходило в основном в авлакогенах (рифтовые зоны платформ,
грабенообразные впадины). Верхнерифейские и вендские комплексы
покрывают широкие площади в виде настоящего платформенного чехла.
В соответствии с другой точкой зрения тектоническая история этого
времени проходила следующим образом. Как сказано выше, есть
предположение, что к концу раннего протерозоя в результате отмирания и
замыкания раннепротерозойских глубоководных бассейнов континентальная
кора была стянута в единый суперконтинент Пангея-1 (Мегагея, Родиния).
На единство этого суперконтинента указывают, прежде всего,
215
палеомагнитные данные – сходство кривых кажущейся миграции магнитных
полюсов, определенных для позднего докембрия разных континентов.
Однако Пангея 1 в раннем рифее не была монолитным
суперконтинентом. В ней существовали довольно многочисленные зоны
растяжения, утонения слагавшей ее сиалической (континентальной) коры,
однако за редким исключением (например, в Индостане и Центральной
Бразилии) дело не доходило до полного разрыва этой коры и до образования
коры океанского типа. Часть подвижных зон были унаследованы
раннерифейской структурой коры от раннего протерозоя, часть образовалась
в раннем рифее. Причем последние были несогласно наложены на
сложившуюся к началу раннего рифея структуру.
Остальная значительная часть континентальной коры развивалась в
условиях преобладания умеренных поднятий. На этом фоне в ряде регионов
проявлялся мощный кислый с щелочным уклоном наземный вулканизм и
формировались крупные плутоны гранитов рапакиви, нередко с габброанортозитами в нижней части плутонов. Этот магматизм наследует
аналогичный магматизм конца раннего протерозоя.
Некоторые участки платформ были заняты плоскими впадинами типа
синеклиз. Широко развиты авлакогены, из них наиболее широкие и глубокие
приурочены к периферии современных древних платформ.
Конец раннего рифея местами отмечен слабыми складчатыми
деформациями, метаморфизмом, внедрением гранитных плутонов (готский
диастрофизм).
В среднем рифее процессы деструкции суперконтинента Пангея-1
заметно усилились. Выразилось это в появлении многочисленных
авлакогенов в Северной Америке, Восточной Европе, Сибири. В это же
время активизируется развитие раннерифейских структур этого типа, а также
внутрикратонных подвижных систем.
На рубеже среднего и верхнего рифея широко проявился гренвильский
тектогенез, который завершил становление фундамента СевероАмериканской, Австралийской, Индостанской и Восточно-Европейской
древних платформ.
Окончание среднего рифея характеризуется консолидацией
значительных площадей Пангеи-1.
Поздний рифей, особенно его вторая половина – эпоха распада Пангеи1 и начала раскрытия палеозойских океанов: Протояпетуса, Прототетиса,
Палеоазиатского океана (будущий Урало-Охотский подвижный пояс),
Протопацифика (Тихий океан). С возникновением подвижного пояса
Прототетиса Пангея-1 оказалась расколотой на две части – Лавразию на
севере и Гондвану – на юге. Но и эти континенты вскоре подверглись
расколу. Так, Гондвана разделилась на две части: Восточную (Австралия,
Антарктида, Индостан) и Западную (Южная Америка и Африка) Гондваны.
216
Западная Гондвана вскоре распалась на несколько блоков. В конце рифея –
начале венда в байкальскую эпоху происходило замыкание океанических
бассейнов и произошло слияние континентальных блоков Западной
Гондваны и причленение к ним Восточной Гондваны. Сформировался новый
континент - Гондвана.
В позднем венде большинство авлакогенов прекратили свое развитие, и
на платформах началось образование синеклиз.
Полезные ископаемые. Ранний рифей обилен полезными
ископаемыми. Это пластовые сидерит-гематитовые железные руды
оолитовой формации (бурзянская серия Урала), залежи магнезита (там же),
сформировавшиеся за счет вторичного обогащения высокомагнезиальных
доломитов, пластовые залежи фосфоритов (удерейская и погорюйская свиты
сухопитской серии Енисейского кряжа), месторождения медных и
полиметаллических руд (месторождение Маунт-Айза в Австралии), урановые
месторождения (песчаники серии Атабаска Канады).
В среднем рифее известны железные руды (юрматинская серия Урала),
медь и полиметаллы (надсерия Белт Северной Америки), титан (габброанортозитовый Плутон Дулут на северном берегу оз.Верхнее), уран
(крупнейшее в мире урановое месторождение Шинколобве в Заире) и др.
В позднем рифее встречены месторожения кобальта (Бу-Аззер в
антиатласе), олова (Катанга), меди и свинца (Африка), золото (золоторудные
жилы Аравийского полуострова), бариты (Африка и Австралия), алмазы
(алмазоносные конгломераты Индии), фосфориты (Индия и Казахстан).
Отложения венда в целом не богаты полезными ископаемыми. Вендкембрийский возраст имеют нефтеносные горизонты Иркутского амфитеатра
и Прибалтики.
Крупные залежи нефти и газа открыты в рифейских и вендских толщах
на Сибирской платформе.
4.2 ФАНЕРОЗОЙСКИЙ ЭОН (ЭОНОТЕМА) – FZ
Фанерозой объединяет палеозойскую, мезозойскую, кайнозойскую
эратемы. Термин «палеозой» (палеозойская серия) был предложен в 1838 г.
английским геологом А.Седжвиком, а «фанерозой» - в 1830 г. С.Чедвиком.
Ведущим методом расчленения и корреляции фанерозойских отложений, а
также определения их возраста является палеонтологический метод. Для
четвертичных отложений, завершающих фанерозой, важное значение
приобретает климатостратиграфический метод.
217
4.2.1 Палеозойская эра (эратема) – PZ
Палеозойская эра (эра древней жизни) – наиболее продолжительная эра
фанерозоя, длившаяся более 300 млн. лет. (от 535 до 251 млн.лет). В ее
состав входят шесть периодов (кембрий, ордовик, силур, девон, карбон,
пермь). Палеозой делится на две части – нижний и верхний: по три системы
каждый.
Четкое различие палеозоя от докембрия – быстрое развитие животных
с твердым скелетом. Конечно, первые скелетные появились еще в венде, но
их было немного, они были мелкими и однообразными. В кембрии
появляется почти сразу (в масштабах геологического времени) множество
самых разнообразных скелетных организмов – представителей разных типов
и классов, причем как мелких, так и сравнительно крупных.
Полагают, что способность строить скелет появилась у разных
представителей животного мира почти одновременно. Объясняют это
явление по разному. Однако все согласны, что к концу докембрия возник
какой-то новый фактор среды. Причины массового появления скелетов могли
иметь и космическое происхождение, и земное. Например, есть точка зрения,
что на появление скелетов повлияли два фактора: временное снижение
содержания углекислого газа (облегчается биохимическое образование
фосфатов и карбонатов) и общее повышение содержания кислорода. Есть и
другие гипотезы.
Однако скелет появился у животных вряд ли потому, что на них что-то
«подействовало» и «заставило» это сделать. Значит, скелет просто стал
необходим (для защиты от врагов, поддержания тела и т.д.). И при
благоприятных условиях среды животные его стали формировать. Причем
совсем не мгновенно, как это представляют. Первые скелетные (небольших
размеров) появились в верхнем венде, и их было немного. К концу венда
количество организмов (причем разных классов и типов) значительно
увеличилось и увеличивалось далее постепенно. На границе докембрия и
кембрия среди мелкораковинной фауны не произошло каких-либо
существенных изменений. Просто к известным формам присоединились
новые. Далее одни вымирали, другие появлялись. Археоциаты появились в
томмотском веке раннего кембрия. Скелет у трилобитов сформировался
позже – в атдабанском веке, т.е. через почти 5 млн. лет. От момента
появления первых скелетных организмов до трилобитов прошло около 30
млн лет.
В конце кембрия уже известны представители всех основных типов
беспозвоночных животных и единичные хордовые.
Среди растений на рубеже докембрия и кембрия не произошло
существенных изменений. В кембрии, как и в докембрии, широко
218
представлены цианобионты и водоросли, однако они становятся более
разнообразными. Можно отметить, что у цианобионтов и водорослей тоже
были свои своеобразные «скелеты», которые имелись уже в докембрии и
сохранились благодаря способности их представителей отлагать
минеральное вещество в процессе своей жизнедеятельности.
В течение палеозоя в органическом мире произошло несколько
знаменательных событий, среди которых наиболее примечательное –
«выход» растений и животных на сушу. Первые беспозвоночные и высшие
растения появились на суше в силуре, позвоночные – в девоне.
В палеозое произошли важные тектонические события - салаирский,
каледонский и герцинский циклы тектогенеза, в результате которых
изменились структуры земной коры, климат Земли, по иному становится
распределение суши и моря, что в целом оказало сильное влияние на
развитие органического мира.
В палеозое (и в последующие эры) эпохи значительного
распространения суши называют геократическими, а морей –
талассократическими. Во время первых преобладают регрессии, а вторых –
трансгрессии.
К палеозойскому времени на нашей планете были сформированы
древние платформы (кратоны): Восточно-Европейская, Сибирская,
Китайская, Северо-Американская – в Северном полушарии и
суперплатформа Гондвана – в южном полушарии, которая представляла
собой спаянные блоки: Африку, Аравию, Индостан, Австралию, Южную
Америку, Антарктиду. Между платформами располагались
геосинклинальные пояса: Тихоокеанский, Средиземноморский,
Атлантический, Урало-Монгольский, Арктический.
4.2.1.1 Кембрийский период (система) – €
Расчленение. Кембрийская система установлена в 1835 году
английским геологом А.Седжвиком. Она получила название от древнего
наименования Уэльса – Cambria. Им же предложено деление системы на три
отдела: нижний, средний и верхний. В отделах выделяются ярусы, а в
нижнем кембрии – надъярусы. Продолжительность кембрия – 45 млн. лет. (от
535 до 490 млн. лет).
Эратема Система
Отдел
Палеозойская
Верхний €3
Кембрий-
Надъярус
Ярус
Батырбайский €3bt
Аксайский €3ak
Сакский €3s
Аюсокканский €3as
500
501±2
219
PZ
ская €
Средний €2
Нижний €1
Ленский
€1I
Алданский
€1a
Майский €2m
Амгинский €2am
Тойонский €1tn
Ботомский €1b
Атдабанский €1at
Томмотский €1t
509
513±2
(526)
(529)
535±1
542±1
Стратотип кембрия находится в юго-западной Англии (в Уэльсе).
Стратотипы ярусов нижнего и среднего кембрия избраны в Сибири, а
верхнего кембрия – в Казахстане.
Органический мир. В отложениях кембрия обнаружены
представители всех типов беспозвоночных животных. В начале кембрия
появляются низшие хордовые - конодонтоморфы, в конце кембрия - первые
высшие хордовые – рыбообразные бесчелюстные. С начала кембрия –
расцвет скелетных организмов.
Фауна архаична – организмы представлены примитивными формами
(брахиоподы – беззамковые, моллюски разные, но нередко с прямой
раковиной, археоциаты – организмы низкой организации). Основная масса
кембрийских организмов – трилобиты, археоциаты, весьма разнообразная
мелкораковинная фауна, включающая представителей разных типов мелких
размеров, в том числе брахиопод, гастропод, губок и пр., водоросли и
цианобионты.
Из других групп встречаются фораминиферы, радиолярии, книдарии,
черви, ракообразные, иглокожие, граптолиты. Широкого распространения
они в кембрии не получили.
Палеогеография и климат. Климат в кембрии был сухим и жарким
(соленосные отложения, фосфориты) или теплым влажным, близким к
тропическому (марганцевые руды, бокситы, мощные толщи известняков).
Полагают, что материки концентрировались преимущественно вблизи
экватора, что и способствовало установлению на них теплого климата.
Фации. Фации представлены в основном морскими органогенными
известняками (археоциатовыми, строматолитовыми), «синими» (с
глауконитом) глинами, терригенными отложениями, известняками с
трилобитами. Значительны также лагунно-континентальные красноцветные и
гипсосоленосные отложения – эвапориты, получившие наибольшее
распространение в нижнем и начале верхнего кембрия на Сибирской и
Китайской платформах.
Геосинклиналтьный магматизм обусловливает накопление
вулканических образований (Казахстан, юг Сибири, Монголия, Новая
Зеландия и пр.).
Тектонические движения. Тектонические движения в пределах
геосинклиналей и платформ, сформированных в позднем протерозое, были
различны.
220
Платформы с причленившимися к ним байкалидами к началу кембрия
были приподняты и представляли области сноса. В раннем же кембрии
наблюдается интенсивное погружение платформ. Наибольшее прогибание
характерно для северных платформ, причем сильнее были погружены
Сибирская и Китайская платформы. Восточно-Европейская и СевероАмериканская платформы прогибались меньше, а Гондвана была
континентом, и лишь ее окраины прогибались незначительно и недолго. С
прогибанием платформ связаны трансгрессии морей. Однако к концу
кембрия трансгрессия сменяется регрессией. Магматизм для платформ в
кембрии не характерен.
Геосинклинали, в основном, испытывали прогибание, но в СаяноАлтайской области имели место поднятия и складчатость, сопровождавшиеся
интенсивным магматизмом. Впервые складкообразовательные движения
этого времени были установлены в Саяно-Алтайской области и названы
салаирской складчатостью. Наиболее интенсивно салаирская складчатость
проявилась во второй половине кембрийского периода. К концу кембрия в
Саяно-Алтайской области поднялись молодые складчатые сооружения –
салаириды. Они известны также в Центральном Казахстане, Монголии,
Китае и др. местах. Салаирская складчатость рассматривается либо как
самостоятельная, либо фаза каледонской эпохи тектогенеза.
Полезные ископаемые. Ранний кембрий – одна из крупнейших эпох
накопления фосфоритов и солей в истории Земли. В это время образовались
обширные фосфоритоносные бассейны в Каратау (Казахстан), в Китае,
Вьетнаме.
Кембрийский период накопления каменных солей (Сибирская
платформа и др.) сопоставим по масштабам с крупнейшими солеродными
эпохами девона и перми.
В отложениях кембрия встречены нефть (Прибалтика, Иркутский
амфитеатр, Алжир), бокситы (Восточный Саян), марганцевые руды
(Кузнецкий Алатау). С интрузиями и лавами салаирского тектогенеза
связаны золото, сурьма, медь. Рудные полезные ископаемые
немногочисленны.
4.2.1.2 Ордовикский период (система) – О
Расчленение. Название «ордовикская система» предложено в 1879 г.
Ч.Лэпвортом Первоначально ордовик рассматривался как часть силура
(нижний отдел), а верхний (силур) назывался готландием. Как
221
самостоятельное подразделение был утвержден в 1960 г. Начало ордовика –
490 млн. лет, окончание – 443 млн. лет. Продолжительность 53 млн. лет.
Эратема
Система
Отдел
Верхний О3
Палеозойская Ордовикская О
PZ
Средний О2
Ярус
Ашгиллский О3aš
Карадокский О3k
Лланвирнский О2l
Аренигский О1-2a
Возраст Возраст
(Россия) (Межд.
шкала)
449
458
460±9
473
Нижний О1
Тремадокский О1t
490±2
478.6
488
Стратотип установлен в районе Арениг-Бала в северной части Уэльса
(Англия). В составе ордовика выделены ярусы и более мелкие
подразделения. Первоначально границы ордовика и его подразделений были
установлены по изменению комплексов раковинной фауны, а позднее – по
граптолитам.
Органический мир. Жизнь в ордовике была более разнообразна, чем в
кембрии. В растительном мире господствовали водоросли, в том числе
зеленые, которые участвовали в образовании горючих сланцев кукерситов.
Животный мир морей представлен беспозвоночными животными, а
также позвоночными - бесчелюстными рыбообразными организмами
(телодонтами). Широкое распространение имели трилобиты, морские пузыри
и морские лилии, брахиоподы, головоногие моллюски (с прямой раковиной).
В это время появились разнообразные скелетные представители книдарий:
четырехлучевые кораллы (примитивные однозонные), табуляты,
гелиолитиды, строматопораты. Трилобиты приобрели способность к
свертыванию. Брахиоподы представлены как беззамковыми формами, так и
замковыми (с известковой раковиной). Появились морские ежи. Они имели
гибкий панцирь с черепитчатым налеганием табличек (ежи с жестким
панцирем появились в карбоне).
Большое значение для стратиграфии ордовика имеют граптолиты
(полухордовые). Они быстро эволюционировали, географически широко
распространены и являются хорошими руководящими ископаемыми. Для
раннего ордовика характерны безосные формы, для среднего и позднего –
осеносные двурядные граптолиты.
Широко распространены представители низших хордовых –
конодонты.
Структуры земной коры и палеогеография. В ордовике
существовали те же платформы и геосинклинальные пояса, что и в конце
кембрийского периода. В геосинклинальных прогибах продолжалось
интенсивное погружение, что благоприятствовало накоплению
222
многокилометровых толщ преимущественно терригенных морских осадков и
эффузивов.
В конце ордовика в ряде геосинклинальных областей началась вторая
фаза каледонской эпохи тектогенеза – таконская. Она проявилась примерно
в тех же участках Северного полушария, где проходила салаирская фаза
складчатости. В связи с таконской фазой складчатости некоторые участки
геосинглинальных областей превратились в высокоподнятые горные
сооружения, из которых одни существовали очень долго (Северные
Аппалачи, северные хребты Тянь-Шаня), а другие в начале силура вновь
погрузились под уровень моря (Уэльс в Великобритании).
Регрессия морей конца кембрия с наступлением ордовика сменилась
новой общей трансгрессией. Площадь эпиконтинентальных морей настолько
расширилась, что ордовикская трансгрессия на платформах оказалась
наибольшей за всю историю палеозоя (талассократическая эпоха). Однако не
на всех древних платформах эта трансгрессия протекала одиниково. Если
ордовикская трансгрессия на Северо-Американской платформе превышала
кембрийскую во много раз и почти охватила всю территорию, то на
Сибирской и Восточно-Европейской она была слабее кембрийской.
Расширение эпиконтинентальных морей произошло и на Гондване.
К концу периода, в связи с горообразованием в ряде геосинклинальных
систем и особенно граничащих с платформами, происходит сокращение как
геосинклинальных, так и эпиконтинентальных морей.
Для ордовика, по данным изучения палеомагнетизма горных пород,
сохраняется тот же план расположения полюсов и соответственно
климатических зон, что и в кембрии. Очевидно, широкое развитие
трансгрессий в Северном полушарии смягчило здесь климатические условия.
Тропическая влажная зона располагалась в полосе, протягивающейся от
южной Гренландии через Новую Землю в Западную Сибирь. Характерно, что
все теплые зоны в то время были смещены далеко на север по сравнению с
современным положением экватора.
Полезные ископаемые. В ордовике известны крупные месторождения
нефти – штаты Канзас и Оклахома США, а также в Аджирской Сахаре.
Признаки нефти имеются и на Сибирской платформе.
В глинистых сланцах нижнего ордовика Швеции известен уран
осадочного происхождения. К среднему ордовику относятся горючие сланцы
– кукерситы Прибалтики и ленинградской области. В ордовике также
известны месторождения оолитовых железных руд (о.Ньюфаундленд в
Канаде, Аргентина и др.), фосфоритов (Прибалтика).
С магматизмом ордовика связаны месторождения меди и кобальта
Норвегии, полиметаллы Салаирского кряжа и золота Казахстана.
223
4.2.1.3 Силурийский период (система) – S
Расчленение. Силурийская система установлена в 1835 г. английским
геологом Р.Мурчисоном в провинции Уэльс в Англии. Название происходит
от племени силуров, населявших эту территорию. Утверждена в
современном объеме в 1960 году (ранее включала в качестве нижнего отделе
ордовик). Делится на два отдела и четыре яруса. Нижняя и верхняя граница
проведены по характерным комплексам граптолитам.
Начало силура – 443 млн. лет, конец – 418 млн. лет.
Продолжительность – 25 млн.лет.
Эратема
Палеозойс
кая PZ
Система
Силурийс
кая S
Отдел
Верхний S2
Нижний S1
Ярус
Пржидольский S2p
Лудловский S2ld
Венлокский S1v
Лландоверийский S1l
Возраст
(Россия)
419
424
428
443±2
Возраст
(Межд.
шкала)
418,7±2,7
422,9±2,5
428±2,1
443,3±1,5
Органический мир.В силурийском периоде продолжалось дальнейшее
усложнение и совершенствование органического мира, особенно животного.
В морях главенствуют те же группы, что и в ордовике. Важная роль
принадлежит граптолитам, но к концу силура они почти все вымерли.
Наблюдается расцвет кораллов: как ругоз, так и табулят. Они были
породообразующими, рифостроящими организмами. Наступил расцвет
брахиопод. Трилобитов стало меньше, но появились многочисленные
ракоскорпионы, в мелководных бассейнах обитали мелкие ракообразные –
остракоды. Также продолжают развиваться головоногие с прямой раковиной.
Наблюдается расцвет наутилоидей. Появились предковые формы
аммоноидей. Часты морские лилии и морские ежи. Возросла роль
двустворчатых моллюсков и гастропод.
Позвоночные в силуре представлены бесчелюстными и хрящевыми
рыбами. Конодонтов было несколько меньше, чем в ордовике, но они еще
сохраняют важное стратиграфическое значение.
Из растений в морях широко распространены водоросли.
В конце силура произошло важнейшее событие фанерозоя: жизнь
начала завоевывать сушу. Окраины континентов, прибрежные области
заселяют мхи, грибы и высшие растения - проптеридофиты. Появились
обитатели пресноводных внутриконтинентальных водоемов (ракоскорпионы
и др.). Сушу начинают осваивать членистоногие – скорпионы и многоножки.
Структуры земной коры и палеогеография. Силурийский период –
заключительный этап каледонской эпохи тектогенеза. С середины и до
конца силура во многих геосинклинальных областях неоднократно
224
происходили мощные складкообразовательные процессы, являющиеся
проявлением новокаледонской (или позднекаледонской) фазы складчатости.
В районах сильного своего проявления каледонская складчатость
привела к ликвидации (закрытию) геосинклинального режима и
возникновению на месте геосинклиналей или их частей каледонских
складчатых сооружений – каледонид. Каледонская складчатость закрыла
Грампианскую геосинклинальную область, каледониды которой соединили
Северо-Американскую и Восточно-Европейскую платформы; образовав
большую Северо-Атлантическую платформу – Лавренцию.
Каледонская складчатость создала каледониды в центрально-азиатской
части Урало-Монгольского геосинклинального пояса и к юго-западу и югу от
Сибирской платформы. К ним относится Алтае-Саянская складчатая область,
северная Монголия, юго-западная часть Забайкалья. Эти каледониды
нарастили с юга Сибирскую платформу.
Другой пояс каледонид был создан на территории Казахстана и
Средней Азии. На карте он образует большую дугу, обращенную выпуклой
стороной на запад и север: Казахский макроперешеек. Он разделил УралоМонгольский геосинклинальный пояс на две части: Урало-Тянь-Шаньскую и
Центрально-Азиатскую (Монгольскую).
Каледонская складчатость проявилась в Западно-Тихоокеанской
геосинклинальной области: были созданы каледониды на юго-востоке Китая,
по восточной окраине австралийской части Гондваны. Произошло
наращивание южно-американской части Гондваны.
В восточной части Средиземноморского геосинклинального пояса
каледониды Центрального Китая присоединились с юга к Китайской
платформе.
В начале силура после сравнительно небольшой ордовикской
регрессии снова происходит трансгрессия моря, по своим масштабам пости
равная ордовикской и почти в тех же районах. Однако во второй половине
периода в связи с завершением каледонского этапа развития происходят
обширные поднятия, как в геосинклинальных поясах, так и на платформах. В
результате развившейся регрессии многие территории платформ не только
осушаются, но надолго приобретают континентальный режим. Полное
осушение произошло и на Восточно-Европейской (Русской) платформе,
кроме ее крайней северо-западной части.
Еще на границе ордовика и силура в целом ряде геосинклинальных
областей возникли многочисленные гористые острова. В дальнейшем
участки суши с горным рельефом разрастаются и к концу силурийского
периода охватывают обширные площади.
Господствующий в ордовике и частично в силуре теплый влажный
климат сменился к концу силура засушливым. Образование больших
225
пространств суши и изменение климата привели к преобразованию
органического мира: появились первые обитатели континентов.
План климатической зональности такой же как и во всем раннем
палеозое.
Каледонская складчатость сопровождалась интенсивным эффузивным
и интрузивным магматизмом, с которым связано образование полезных
ископаемых.
Полезные ископаемые. В силуре известны залежи каменной соли,
промышленные месторождения нефти и газа (Канадская и Сибирская
платформы), оолитовые железные руды (Клинтон США и ряд мелких
месторождений в Африке). С интрузиями связаны месторождения золота
(Северный Казахстан, Кузнецкий Алатау, Горная Шория), железа, меди,
хромита (Скандинавские горы), никель, платина, асбест, яшмы (Урал),
редкие металлы (Аппалачи и Восточная Сибирь).
Известняки силура являются строительным материалом и хорошим
керамическим сырьем.
4.2.1.4 Девонский период (система) – D
Расчленение. Девонская система установлена в 1939 г. английскими
геологами А.Седжвиком и Р.Мурчисоном в графстве Девоншир в Англии.
Здесь и находится стратотип системы, представленный континентальными
фациями. Девон разделен на три части и 7 ярусов.
Нижняя граница системы – 418 млн лет, верхняя – около 360 млн. лет,
продолжительность – 58 млн. лет.
Эратема
Система
Палеозойская
PZ
Девонская
D
Отдел
Верхний D3
Средний D2
Нижний D1
Ярус
Фаменский D3fm
Франский D3 f
Живетский D2zv (D2g)
Эйфельский D2ef
Эмсский D1e
Пражский D1p
Лохковский D1l
Возраст Возраст
(Россия) (Межд.
шкала)
(370)
374±2,6
382
385±2,6
391,8±2,7
392
397,5±2,8
409
407±2,8
412
411±2,8
418±2
416±2,8
Органический мир. Органический мир девона был богат и
разнообразен. Значительного прогресса достигла наземная растительность. С
начала девона и по средний девон включительно в заболоченных участках
суши широко распространены проптеридофиты.
226
В среднем девоне существовали уже все основные группы споровых
растений: плауновые, членистостебельные и папоротники, а к концу девона
появились и первые представители голосеменных. Многие из кустарников
превратились в древовидные и дали начало первым пластам угля
(о.Шпицберген, Барзас). Позднедевонская флора называется
археоптерисовой – по имени широко распространенного папоротника
Archaeopteris. В конце девона уже существовали леса, состоящие из этих
растений.
Для стратиграфии морских отложений наиболее важное значение
имели конодонты, головоногие моллюски со свернутой раковиной
(аммоноидеи), брахиоподы, кораллы, тентакулиты и остракоды.
В девоне доживают граптолиты. В нижнем девоне встречен только
один род Monograptus. Вымирают цистоидеи, резко сокращается
разнообразие трилобитов и наутилоидей. Но широко распространены
брахиоподы, особенно из семейства спириферид и пентамерид, а также
ругозы и табуляты.
Впервые в истории Земли заметную роль стали играть двустворки и
некоторые ракообразные, особенно мелкие (остракоды и филлоподы), что
связано с образованием в девоне многочисленных бассейнов ненормальной
солености, к существованию в которы они смогли приспособиться.
Широко распространены бесчелюстные и особенно рыбы:
двоякодышащие, панцирные, кистеперые, хрящевые (акулы, скаты). В
пресноводных и солоноватоводных бассейнах рыбы, по-видимому, были уже
многочисленны.
С девона известны первые земноводные – стегоцефалы. Их скелеты
найдены в верхнедевонских отложениях, а отпечатки лап тетрапод известны
в среднем девоне.
На суше встречаются скорпионы и многоножки, которые появились
еще в силуре, а также бескрылые насекомые.
Структуры земной коры и палеогеография. В течение девона не
происходит существенных изменений в распределении и очертаниях
основных структурных элементов земной коры, созданных к началу девона
(платформы, геосинклинальные пояса и каледониды). Это объясняется
слабым развитием в девоне складчатых процессов, которые к тому же
отличаются небольшой интенсивностью. Только в конце периода в
некоторых геосинклинальных областях проявилась бретонская фаза
складчатости – начало герцинской эпохи тектогенеза (северо-восток
Средиземноморской геосинклинальной области – п-ов Бретань, ЮжноАппалачская геосинклинальная область). Каледонская складчатость привела
к поднятиям не только областей каледонид, но и многих платформ.
В раннем девоне достигла своего максимума регрессия, начавшаяся
еще в конце силура. Областями разрушения и сноса стали каледониды и
227
обширные пространства платформ. Осадконакопление на платформах резко
сократилось, оно продолжалось только на участках, пограничных с
каледонидами. Для этого этапа характерны внутриконтинентальные водоемы
с ненормальной соленостью. В геосинклиналях сохранился морской режим.
С середины девона во многих районах мира восходящие движения
сменились погружениями, развилась новая трансгрессия. Море наступает на
платформы и проникает в пределы каледонид.
В конце позднего девона, в фаменский век, снова началось поднятие
платформ (бретонская фаза) и в связи с этим некоторая регрессия моря.
Характерная особенность девона – образование межгорных впадин, в
готорых накапливались континентальные терригенные, преимущественно
красноцветные отложения и вулканиты мощностью несколько тысяч метров.
Отложения межгорных впадин собраны в складки или лежат полого. В
некоторых впадинах они прорваны интрузиями и метаморфизованы.
Появление впадин связано с возникновением и активизацией разломов, с
характерными для девона блоковыми движениями. Формирование таких
впадин происходило на орогенном этапе развития геосинклиналей.
Начало девона – время с преобладанием континентального режима
(геократическая эпоха).
Со среднего девона увеличиваются площади, занятые морями как на
платформах, так и в геосинклиналях. Площадь же суши уменьшается. Об
этом свидетельствует почти повсеместная смена терригенного
осадконакопления, характерного для раннего девона, на карбонатное.
Одновременно происходит общее выравнивание (пенепленизация).
Позднедевонская эпоха, особенно ее первая половина (франский век)
была временем широкого развития морских трансгрессий, временем
преобладающего господства моря над сушей. Подобные эпохи в жизни Земли
называются талассократическими.
Сделать некоторые выводы о климате девона возможно по наиболее
характерным породам.
Наиболее характерная фация девона – «древний красный песчаник»,
широко распространенная во всех странах Северного полушария. Считали,
что это континентальная фация песчаных пустынь. Однако находки
органических остатков в красном песчанике (панцирные рыбы, филлоподы)
заставляют считать эту фацию смешанной лагунно-континентальной и
лагунно-морской. Климат при формировании этих пород, считают, был
сухим и жарким. Кроме «древнего красного песчаника» лагунные фации
часто представлены фацией замкнутых солоноватоводных бассейнов. С
последними связана иногда нефть.
Широкое развитие лагунных химогенных осадков (доломиты, гипсы
и др.) в Европе свидетельствует о сухом и жарком климате. Наличие
тиллитов (Южная Африка) указывает на оледенения.
228
Полезные ископаемые. В девоне известны первые в истории Земли
промышленные залежи каменного угля (Россия, Кузнецкий бассейн, р.
Барзас; Норвегия, о.Медвежий), также нефть и газ (Волго-Уральская и
Тимано-Печорская области России, Канада, США и др.), бокситы и железные
руды (Урал, Татария, Испания, Турция и др.).
В зонах аридного климата формировались месторождения калийных
солей (Канада, Белоруссия).
С вулканизмом девона связаны медноколчедановые руды восточного
склона Урала, большинство колчедано-полиметаллических месторождений
Рудного Алтая, железомарганцевые и свинцово-цинковые месторождения
Центрального Казахстана. К кислым интрузиям на Урале приурочены
железные руды.
Часть алмазоносных кимберлитовых трубок Западной Якутии
(Сибирская платформа) образовалась в среднем и позднем палеозое (девонкарбон). В девоне и карбоне сформировались также алмазоносные трубки
взрыва Архангельской области (северо-восток Восточно-Европейской
платформы).
4.2.1.5 Каменноугольный период (система) – С
Расчленение. Система установлена в 1822 г. Западной Европе
В.Конибиром и В.Филлипсом. Название получила по наличию в ее составе
большого количества пластов каменного угля. Сокращенное название –
карбон. Начало - 360 млн. лет, конец - 295 млн. лет. Продолжительность – 65
млн. лет. В составе системы – три отдела и 7 ярусов.
Эратема
Система
Отдел
Верхний
Палеозойская
С3
PZ
Каменноугольная Средний
С
С2
Нижний С1
Ярус
Гжельский С3g
Касимовский С3k
Московский С2s
Башкирский С2b
Серпуховский С1s
Визейский С1v
Турнейский С1t
Возраст Возраст
(Россия) (Межд.
шкала)
303,9±0,9
(300)
306,5±1.0
311,7±1,1
318,1±1,3
326,4±1,6
342
345,3±2,1
(360)
359,2±2,5
Органический мир. Широко распространены наземные растения: из
споровых – членистостебельные, плауновидные, папоротники, а из
голосеменных – семенные папоротники и кордаиты. Последние к концу
229
периода занимают господствующее положение. В карбоне появились первые
хвойные, а к концу периода – гинкговые.
Большое развитие в карбоне получили древовидные формы споровых
растений. Среди хвощевидных выделяются крупные каламитесы.
Плауновидные растения представлены крупными древовидными формами со
стволами высотой несколько десятков метров - лепидофитами
(Lepidodendron, Sigillaria). В расцвете настоящие и семенные папоротники,
многие из них были древовидными (Pecopteris).
Для морей карбона характерно бурное развитие фораминифер,
например, фузулин. Их было так много, что они образовали фузулиновые
известняки.
Из других беспозвоночных в карбоне имели значение некоторые
ругозы (Caninia), табуляты (Сhaetetes, Syringopora, Michelinia). Брахиоподы
находятся в расцвете, особенно многочисленны спирифериды и продуктиды.
Многочисленны морские ежи и морские лилии. Обильны двустворки,
гастроподы и остракоды. Двустворки и остракоды заселяли не только моря,
но и пресноводные бассейны.
Наземные членистоногие представлены пауками, скорпионами,
тараканами, стрекозами (с размахом крыльев до 1 м). В морях карбона
обитали многочисленные рыбы. Разнообразные земноводные (стегоцефалы)
населяли берега озер, заросли лесов.
В конце карбона стегоцефалы дали начало первым пресмыкающимся –
рептилиям. Прогрессивные черты рептилий (роговой покров,
предохраняющий организм от потери влаги, размножение яйцами,
откладываемыми на суше) позволили им проникнуть в глубь континентов.
Важное значение для стратиграфии морских отложений карбона
имеют, как и ранее, конодонты, головоногие моллюски (гониатиды), а также
фораминиферы и брахиоподы. Определение возраста континентальных
отложений основано на изучении остатков растений, а также комплексов
спор и пресноводных двустворок.
Структуры земной коры и палеогеография. В карбоне в пределах
современных континентов продолжали существовать Лавренция, Сибирская
и Китайская платформы и суперплатформа Гондвана. Между ними
располагались Аппалачская геосинклиналь, Средиземноморский, УралоМонгольский и Тихоокеанский геосинклинальные пояса.
После затишья в девоне земная кора охватывается новой волной
тектонических движений, составляющих герцинскую эпоху тектогенеза или
герцинскую складчатость (от древнего названия Герциния – горы Гарц на
территории Германии).
Герцинская складчатость закрыла ряд геосинклинальных областей и
почти полностью Урало-Монгольский пояс. Значительно сократился
230
Средиземноморский геосинклинальный пояс (геосинклинальная область
Тетис).
Все платформы Северного полушария вместе с примкнувшими к ним
герцинидами слились в одну огромную платформу (суперплатформу)
Лавразию. Герцинская складчатость привела к увеличению размеров
Гондваны в результате отмирания геосинклинального режима на юге гор
Атлас и в горах на востоке Австралии.
Герцинская складчатость сопровождалась интенсивным эффузивным и
интрузивным магматизмом, с которым связано образование месторождений
полезных ископаемых. Оживились тектонические движения в областях более
древней складчатости.
В раннем карбоне еще не наблюдается резкой дифференциации на
климатические пояса. Широкое развитие влаго- и теплолюбивой
лепидодендроновой флоры свидетельствует о равномерном и влажном
климате большей части поверхности Земли. Во второй половине карбона
обнаруживаются отчетливые различия между лепидодендроновой флорой
вестфальской (приэкваториальной) флористической области, тунгусской
(северной умеренной) и глоссоптериевой (южной умеренной) флорами – с
другой.
В вестфальской области климат был влажным и теплым, в других –
умеренный и холодный. К такой дифференциации климата привели процессы
горообразования и регрессии. В конце карбона и начале перми на Гондване
произошло обширное оледенение.
Полезные ископаемые. Главная особенность карбона – обширное
угленакопление, которое происходило как в краевых и межгорных прогибах
герцинид, так и на платформах. Угли карбона составляют почти 30%
мировых запасов. Это месторождения Подмосковного, Кузнецкого,
Минусинского, Тунгусского бассейнов и другие. За рубежом достаточно
крупные местрождения имеются в Польше, Германии, Франции, Англии и
пр.
Свыше половины запасов нефти Волго-Уральской провинции
приурочены к карбону. Такой же возраст имеет Оренбургское
месторождение газа.
В карбоне известны бокситы, свинцово-цинковые месторождения,
медные руды, железо, золото.
4.2.1.6 Пермский период (система) – Р
Расчленение. Система получила свое название от Пермской губернии.
Первоначально она выделена русскими геологами, а позднее в 1841 г.
231
названа английским ученым Р.Мурчисоном после посещения им России. В
Европе эти отложения назывались «мертвый красный лежень» (низы) и
«цехштейн» (верхи).
Нижняя граница системы 295 млн. лет, верхняя – 251 млн. лет,
продолжительность – 44 млн. лет.
В России система разделена на два отдела и 7 ярусов.
Эратема
Палеозойская
PZ
Система
Отдел
Пермская Р
Татарский Р3
Ярус
Вятский Р3v
Северодвинский Р3s
Биармийский Уржумский Р2ur
Р2
Казанский Р2kz
Приуральский Уфимский Р1u
Р1
Кунгурский Р1k
Артинский Р1ar
Сакмарский Р1s
Ассельский Р1а
Возраст Возраст
(Россия) (Межд.
шкала)
265,8
270,6
(280)
(295±5)
±265,8
±
270±0,7
±
275,6±0,7
284,4±0,7
294,6±0,8
299,0±0,8
Органический мир. В пермском периоде органический мир приобрел
своеобразные черты, хотя в самом начале периода он был во многом сходен с
каменноугольным.
С середины пермского периода характер наземной флоры меняется,
причем особенно сильно в области распространения вестфальского типа. В
результате флора поздней перми становится более однообразной; в то же
время она утрачивает типичный палеозойский облик и приобретает
совершенно новые черты, характерные для мезозойской эры, в составе
которой преобладают голосеменные растения. Но это происходило не везде
одновременно. В пределах европейского континента смена растительных
ассоциаций произошла на рубеже перми и триаса, а на Гондване еще позднее
– на рубеже раннего и среднего триаса.
В пермских морях продолжали существовать те же группы
беспозвоночных, что и в карбоне. Среди них господствовали фораминиферы
(особенно швагерины из отряда Fusulinida), замковые брахиоподы из отрядов
спириферид и продуктид, головоногие моллюски (гониатиды сменились
цератитами). Многочисленны конодонты, двустворки, гастроподы и
остракоды.
Существенный прогресс наблюдается в развитии позвоночных, среди
которых появляюся новые формы рыб и земноводных. Последние, как и в
карбоне, представлены древним отрядом панцирноголовых (стегоцефалов),
достигшим в это время своего расцвета.
232
В начале перми по-прежнему обильны рыбы, в том числе
пресноводные. К концу перми вымирают древние лучеперые, сокращается
количество акуловых, кистеперых, двоякодышащих.
Большое развитие получил класс пресмыкающихся, представленный
своеобразными древними группами звероподобных рептилий и так
называемых котилозавров. Звероподобные рептилии – подвижные хищные
животные с высокими конечностями и дифференцированным зубным
аппаратом (Inostrancevia). По всей своей организации они напоминают
млекопитающих, предками которых, по-видимому, являлись.
Котилозавры были, наоборот, малоподвижными, неуклюжими,
травоядными животными с массивным черепом (Pareiasaurus).
В конце пермского периода имело место одно из крупнейших
вымираний палеозойских организмов. Исчезли фузулиниды, четырехлучевые
кораллы, табуляты, почти все палеозойские брахиоподы, гониатиды и
наутилоидеи с прямой раковиной. Вымерли трилобиты, древнейшие морские
ежи и древние лилии, многие палеозойские рыбы и позвоночные, а также
целый ряд споровых растений.
Структуры земной коры и палеогеография. В пермском периоде
завершилась герцинская складчатость. Ее последние фазы привели к
отмиранию геосинклинального режима в оставшихся частях УралоМонгольского пояса и Аппалачской геосинклинали. Они проявились в
некоторых районах Средиземноморского геосинклинального пояса (Большой
Кавказ, Западные Альпы) и в австралийской части Тихоокеанского
геосинклинального пояса. На всех указанных участках возникли горные
сооружения – герциниды. В эти движения вовлекались и смежные участки
каледонид. Последние фазы герцинской складчатости сопровождались
мощным интрузивным и эффузивным (преимущественно наземным)
магматизмом.
В пермском периоде завершилось образование Лавразии. Увеличились
размеры Гондваны вследствие присоединения к ней герцинид восточной
Австралии и Южной Америки. Проявление герцинской складчатости в
геосинклинальных областях сочеталось с общим поднятием платформ и
огромной регрессией моря. Пермский период является резко выраженной
геократической эпохой в жизни Земли. Море в это время сохранялось в
Средиземноморском геосинклинальном поясе – Тетисе. Из Тетиса море
проникло на Гондвану, образовав меридиональный залив восточнее Африки.
Естественным следствием горообразования и регрессии стало
господство в поздней перми континентального, преимущественно
засушливого климата, когда во многих районах началось формирование
красноцветных и соленосных толщ и отмеченные выше изменения
органического мира. Эти толщи пород прослеживаются среди пермских
отложений Центральной, Южной Европы и Северной Америки.
233
О более влажном климате свидетельствуют угленосные отложения
Сибирской платформы и северной части Уральского краевого прогиба.
Полоса развития этих отложений располагалась к северу от области
распространения соленосных красноцветных образований засушливой зоны
и намечает положение умеренной климатической зоны. На Гондване
умеренная зона прослежена в ее южных областях. Экваториальная зона
совпадает со Средиземноморским геосинклинальным поясом.
Полезные ископаемые. Для перми наиболее характерны угольные
месторождения, на долю которых приходится около четверти мировых
запасов (Печерский и Таймырский бассейны, верхние горизонты
Минусинского, Кузнецкого и Тунгусского бассейнов России, Китай,
Австралия и др.).
В отложениях перми встречаются нефтеносные горизонты (ВолгоУральской провинции и ряда месторождений США) и газовые
месторождения (Интинское, Россия; газовый супергигант Гронинген,
Нидерланды; Иран и др.).
В перми образовалась значительная часть мировых ресурсов калийных
солей (Верхнекамское месторождение, месторождения Прикаспийской
впадины, Россия; Германия), встречается поваренная соль (США – большие
запасы, Россия), рудные месторождения: медь, медно-молибденовые, олово,
золото, уран, возможно – ртуть.
4.2.2 Мезозойская эра (эратема) – MZ
Мезозойская эра подразделяется на три периода: триасовый, юрский
и меловой. Начало эры – 251 млн. лет, окончание 65 млн. лет.
Продолжительность – 186 млн. лет.
Органический мир мезозоя весьма разнообразен. К концу перми
вымирают большинство характерных для палеозоя групп животных и
растений. Однако характер растительного мира Земли изменился еще в
середине пермского периода и уже в конце палеозойской эры принимает
новый, мезозойский облик.
В морях огромное распространение получили аммониты совершенно
отличные от палеозойских, возникли белемниты. Увеличилось разнообразие
двустворчатых и брюхоногих моллюсков. Число брахиопод сократилось.
Возникли шестилучевые кораллы, новые систематические группы морских
ежей, морских лилий, мшанок, фораминифер, радиолярий и других
организмов.
234
Коренное изменение претерпели позвоночные. Широкое
распространение получили пресмыкающиеся. Возникли сумчатые, позднее
плацентарные млекопитающие и птицы.
Ведущая роль в растительном царстве суши мезозоя принадлежит
голосеменным и папоротниковидным. В мелу к ним присоединяются
покрытосеменные – цветковые. Расцвет растений, среди которых много
древесных форм, привел к новой эпохе углеобразования, особенно
значительной в юрском периоде.
В течение мезозойской эры проявились тектонические движения
киммерийского (мезозойского) цикла тектогенеза, создавшие структуры –
киммериды. Произошел распад Гондваны, образовались Атлантический и
Индийский океаны. В процессе растяжения земной коры во многих районах
мира возникают или оживляются ранее существовавшие разломы. Опускания
блоков по этим разломам нередко приводили к образованию или
возрождению рифтовых зон. По зонам глубинных разломов происходило
излияние базальтовых лав (трапповый магматизм).
4.2.2.1 Триасовый период (система) - Т
Расчленение. Как самостоятельное подразделение триасовая система
была выделена в 1831 г., но под другим названием – «кейперские
отложения». Автор – бельгийский ученый Ж.Омалиус д’Аллуа.
Стратотип – континентальные отложения и осадки внутреннего
бассейна со своеобразной или эндемичной фауной Германской впадины. В
стратотипе кейперские отложения объединяли три толщи – пестрый
песчаник, раковинный известняк и радужные мергели.
В 1934 г. немецкий ученый Ф.Альберти предложил объединить эти
толщи под названием «триас» в отличие от пермских, которые в Западной
Европе в то время называли диасом из-за их двучленного деления. Роль
эталона позже перешла к триасовым отложениям восточных Альп, поскольку
эти отложения представлены осадками открытого моря, наблюдается их
полный разрез и встречается обильная фауна.
Начало периода – 251 млн.лет, окончание - 200 млн. лет.
Продолжительность – 51 млн. лет.
Эратема
Система
Отдел
Триасовая Верхний
Мезозойская Т
Т3
МZ
Средний
Т2
Ярус
Рэтский Т3r
Норийский Т3n
Карнийский Т3k
Ладинский Т2l
Анизийский Т2a
203,6±1,5
216,5±2,0
228±2,0
(241,5) 237±2,0
245±1,5
235
Нижний
Т1
Оленекский Т1o
Индский Т1i
246
251±3
249.7±0,7
251±0,4
Органический мир. В триасе еще некоторое время существовали
единичные, типичные для палеозоя группы. В это время заканчивают свое
развитие спирифериды и ортоцератиты, а среди позвоночных – стегоцефалы.
Продолжали развиваться каламиты и целый ряд споровых палеозойских
растений.
В морских бассейнах широкое развитие получили головоногие
моллюски цератиты. В конце триаса они вымирают. Другие головоногие
моллюски – наутилоидеи, ортоцератиты и белемниты – в триасе были
распространены значительно меньше.
Большого разнообразия достигли в триасе двустворчатые моллюски и
гастроподы.
На смену четырехлучевым кораллам пришли шестилучевые кораллы.
Триас – последний период существования конодонтов. Они в триасе
гораздо более многочисленны и разнообразны, чем в перми, и имеют
большое стратиграфическое значение.
Стратиграфическое значение имеют брахиоподы (теребратулиды и
ринхонеллиды), но иного внешнего вида, чем в палеозое. В триасе доживают
мшанки палеозойского облика. Сильные изменения произошли среди
иглокожих. На рубеже перми и триаса вымерли фузулиниды, но на смену им
пришли другие фораминиферы – нодозарииды.
Более разнообразными стали морские позвоночные. Продолжали
существовать лучеперые хрящекостные и цельнокостные рыбы. Костистые
рыбы появились в среднем триасе. В раннем триасе возникли ихтиозавры, а в
среднем – плезиозавры.
Для триаса характерно большое разнообразие комплексов
голосеменных растений. Это гинкговые, цикадовые и беннеттитовые. В
конце триаса возникли чекановскиевые. Изменился состав хвойных. Вместо
древних представителей появились новые группы – сосновые, араукариевые,
кипарисовые. Большим разнообразием стали пользоваться папоротники.
Суша и мелководные пресные бассейны были населены рептилиями,
число которых постепенно возрастало, а количество амфибий, в частности,
стегоцефалов, уменьшилось. В триасе вымерли обычные для пермского
периода зверообразные и котилозавры, на смену которым пришла новая
группа – динозавры. Появились первые млекопитающие.
Структуры земной коры и палеогеография. В триасе существовали
две суперплатформы: Лавразия и Гондвана и разделявшие их Тихоокеанский
и значительно сократившийся после герцинской складчатости
Средиземноморский (Тетис) геосинклинальные пояса.
236
В целом триас – геократическая эпоха: в это время продолжалась
регрессия, начавшаяся еще в позднем палеозое. Поэтому в Лавразии и на
Гондване отложения триаса или вообще отсутствуют, или представлены
континентальными, как правило, терригенными образованиями, часто
красноцветными и угленосными. Лишь иногда море проникало в понижения
платформ – ингрессии.
В триасе во многих районах мира возникают или оживляются ранее
существовавшие разломы, что свидетельствует о растяжении земной коры.
Опускания блоков по этим разломам нередко приводили к образованию или
возрождению рифтовых зон. В последних на месте разрушившихся
герцинских горных сооружений в Западной Европе и в Сибири началось
формирование впадин (например, Западно-Сибирская впадина).
По разломам наблюдается вулканическая деятельность: изливаются
основные эффузивы (базальты) и накапливаются их туфы. Этот процесс
особенно интенсивно проходил в Средней Сибири (трапповая формация
триаса), а также на юге Африки.
В Средиземноморском и Тихоокеанском геосинклинальных поясах
накапливались мощные толщи морских терригенных, карбонатных и
вулканогенных образований, нередко с прослоями эвапоритов.
В позднем триасе начала проявляться киммерийская фаза
складчатости. Интенсивные складчатые движения прошли в пределах
Средиземноморского геосинклинального пояса, а также в отдельных
участках Тихоокеанского
геосинклинального пояса. Возникают
раннемезозойские структуры Тибета, Индокитая, Индонезии и др. Складко- и
горообразовательные движения сопровождались интенсивным магматизмом.
Внутри Средиземноморского пояса закладывается множество так
называемых «ранних» геосинклинальных прогибов.
Континенты триаса отличались возвышенным и расчлененным
рельефом. К концу триаса рельеф сглаживается.
Климатические зоны выявляются с трудом.
Северная засушливая зона (соленосные или песчано-эоловые
отложения) находилась в Южной и Центральной Европе и на юго-западе
Северной Америки.
Влажная тропическая зона (угленосные отложения) намечается в
районе Южных Аппалачей и в Индокитае. В Азии на значительной
территории существовал влажный умеренный и субтропический климат,
здесь широко распространены угленосные бассейны карбона.
На территории Европы, отчасти Северной Америки и Африки
выявляется сухой климат (крсноцветные глины и пески, похожие на
позднепермские).
237
Полезные ископаемые. В триасе значительны залежи каменного угля.
Угленакопление происходило в лимнических условиях (Челябинский и др.
бассейны Урало-Тянь-Шаньской геосинклинальной области и др.).
Крупные месторождения нефти и газа известны на Аляске (нефть),
Алжирской Сахаре (газ) и т.д.
Осадочные руды урана приурочены к континентальным красноцветам.
Месторождения меди, никеля, кобальта, железных руд и графита
связаны с траппами Средней Сибири.
Месторождения золота, серебра, свинца, цинка, меди и олова
триасового возраста известны на восточном побережье Австралии. В
Восточной Сибири (Якутия) большое промышленное значение имеют
триасовые алмазоносные трубки взрыва.
4.2.2.2 Юрский период (система) – J
Расчленение. В современном объеме юрская система была
установлена в 1822 г. немецким естествоиспытателем А.Гумбольтом,
который отнес к «формации юры» известняки, развитые в Юрских горах
Швейцарии и Франции. В 1829 г. французский геолог А.Броньяр выделил их
в самостоятельную систему.
Начало юрского периода – 200 млн. лет, окончание – 145 млн. лет,
продолжительность – 45 млн. лет. Расчленяется на три отдела и 11 ярусов.
Эратема
Мезозойская
МZ
Система
Отдел
Юрская J
Верхний
J3
Средний
J2
Нижний J1
Ярус
Рэтский J3r
Норийский J3n
Карнийский J3k
Ладинский J2l
Анизийский J2a
Оленекский J1o
Индский J1i
203,6±1,5
216,5±2,0
228±2,0
(241,5) 237±2,0
245±1,5
246
249.7±0,7
251±3 251±0,4
Органический мир. В юрском периоде архаичные формы
палеозойского облика прекратили свое существование и органический мир
принял типичный для мезозоя вид.
В растительном мире господствовали различные группы
голосеменных: хвойные, гинкговые, цикадовые, беннеттитовые,
чекановскиевые. Вместе с ними распространены папоротники и хвощи.
Важнейшей группой среди беспозвоночных в юре были головоногие
моллюски: аммониты и белемниты, исключительно многочисленные и
разнообразные. Время расцвета аммонит падает на конец триаса и
238
охватывает весь юрский период. Юрские аммониты, благодаря быстрым
эволюционным изменениям и частой встречаемости, являются главнейшей
группой для расчленения юрской системы на отдельные зоны.
Большого разнообразия достигают двустворки, губки, морские лилии,
появляются неправильные морские ежи. Более разнообразны стали
двустворки и фораминиферы, продолжали развиваться гастроподы. Среди
брахиопод преобладали представители семейств ринхонеллид и
теребратулид.
В теплых морях широкое развитие получают шестилучевые кораллы
(склерактинии) – строители рифов.
Широко развит класс пресмыкающихся. Он представлен огромным
количеством разнообразных плавающих, прыгающих, бегающих и летающих
форм. На суше достигли гигантских размеров диплодоки, стегозавры,
трицератопсы и др., среди летающих – бесхвостые птеродактили и
рамфоринхи с хвостами, плавающие рептилии представлены ихтиозаврами,
плезиозаврами и мезозаврами.
В юре обособился новый класс птиц. Широко распространены рыбы,
прогрессировали костистые. Остатки млекопитающих очень редки и
принадлежат, как и в триасе, древним вымершим группам животных,
близким к современным сумчатым. Класс земноводных после вымирания в
триасе стегоцефалов утрачивает свое значение. В юре он представлен
немногочисленными животными близкими к современным лягушкам.
Структуры земной коры и палеогеография. В юре продолжают
существовать две крупные платформы: Лавразия и Гондвана и разделяющие
их геосинклинальные пояса – Средиземноморский и Тихоокеанский. Юру по
сравнению с триасом называют талассократическим периодом, т.к.
преобладало море над сушей. Для юры характерен ряд крупных трансгрессий
моря из геосинклиналей на платформы.
Своего максимума трансгрессия достигла в поздней юре. На ВосточноЕвропейской платформе образуется обширный меридиональный бассейн,
соединяющий южные и северные моря. Морем покрывается вся территория
Западно-Сибирской равнины. Существенно увеличивается площадь моря в
Арктическом бассейне. Трансгрессия отмечается и в пределах Гондваны: в
Восточной Африке, Мадагаскаре, в Западной Австралии.
Преобладание в поздней юре морских условий седиментации на
платформах и в геосинклиналях обусловило широкое развитие терригенных
осадков с морской фауной и известняков. Вместе с тем для юры, особенно
ранней и средней эпох, характерны континентальные, особенно озерноболотные и дельтовые песчано-глинистые, нередко угленосные толщи.
Накопление их происходило во вновь образованных впадинах и во впадинах,
заложенных в триасе.
239
На древних платформах, особенно в первой половине периода, широко
развит рифтогенез. В это время испытывает активное погружение ДатскоПольский авлакоген (мощность юры – 1-3 км), что сопровождается
вулканизмом.
В юре впервые появляются стратиграфические доказательства
существования океанических впадин. Например, морские верхнеюрские
отложения вскрыты скважинами в центральной части Тихого океана.
Мезозойская (киммерийская) эпоха тектогенеза привела к отмиранию
геосинклинального режима в некоторых районах, примыкающих к Лавразии.
Складчатые движения охватывают ряд участков Средиземноморского и
Тихоокеанского геосинклинальных поясов. Особенно эти движения были
сильными в конце поздней юры в Северной Америке.
В юре складчатые структуры возникают в Крыму, Копетдаге, на
Кавказе, Памире, в Андах, однако в кайнозойскую эру они перерабатываются
новыми складчатыми движениями.
В юрском периоде происходит распад Гондваны. Морские отложения
занимают обширные территории в пределах Гондваны. Значительно
расширяется «Мозамбикский рукав». Разделившиеся части Гондваны
остались участками суши, где накапливались континентальные песчаноглинистые отложения, нередко озерно-болотные и лагунные.
Раннеюрская эпоха являлась временем хорошо выраженной
гумидизации климата. Это привело к широкому распространению осадков
сильно обводненных ландшафтов, увеличению объема угленосных толщ.
Климат в течение всего периода оставался теплым и преимущественно
влажным. После кратковременного понижения температур в рэтском веке
триаса произошло значительное повышение температур в ранней юре. Новый
подъем температур отмечается в байосском веке средней юры. Небольшие
понижения температур происходили в келловее средней юры и в самом
конце юрского периода. По характеру температурного режима в течение
позднеюрской эпохи выделяются экваториальный, тропические,
субтропические и умеренные пояса. Температура в экваториальном поясе
составляла 26-28о.
Полезные ископаемые. Преобладание влажного и теплого климата в
течение большей части юры способствовало образованию бокситов и углей.
Юрские бокситы известны на Урале, в Средней Азии, Енисейском кряже и
др.). Юрская эпоха угленакопления нанимает третье место после
позднепалеозойской и позднемеловой-палеогеновой. В юре – 16% мировых
запасов угля. Это бурые (Канско-Ачинский бассейн и др.) и каменные
(Закавказье и др.) угли.
В юре встречены месторождения нефти: в Предкавказье, Средней Азии
и др. Крупнейшие в мире месторождения нефти находятся в Саудовской
Аравии.
240
К юрскому периоду приурочена одна из крупных «железорудных» эпох
в истории Земли. Месторождения оолитовых железных руд часто
накапливались во впадинах, наложенных на герциниды (Англо-Парижская,
Германская, Западно-Сибирская впадины).
Мощная интрузивная деятельность середины и конца юрского периода
в пределах Тихоокеанского и отчасти Средиземноморского подвижных
поясов способствовала формированию целого ряда рудных месторождений
(олово, молибден, вольфрам, золото, серебро, полиметаллы и др.).
4.2.2.3 Меловой период (система) – K
Расчленение. Меловая система выделена в Англо-Парижском бассейне
в 1822 г. бельгийским геологом Ж.Омалиусом д ‘Аллуа. Свое название
система получила по присутствию в ней характерных отложений белого
писчего мела, широко распространенных от Англии до Прикаспия.
Начало периода – 145 млн. лет, окончание 65 млн. лет,
продолжительность 80 млн. В системе выделены 2 отдела и 12 ярусов.
Ярусное и зональное деление нижнего отдела меловой системы
основано на распространении аммонитов, а верхнего – белемнитов, морских
ежей, двустворок (иноцерамов), фораминифер.
Эратема
Система
Меловая
Мезозойская К
МZ
Отдел
Ярус
Маастрихтский К2m
Верхний Кампанский К2km
К2
Сантонский К2st
КоньякскийК2k
ТуронскийК2t
Сеноманский К2s
Нижний Альбский К1al
К1
Аптский К1a
Барремский К1br
Готеривский К1g
Валанжинский К1v
Берриасский К1b
Возраст
(Россия)
73
83
88
89
92
97
(135)
145±3
Возраст
(Межд.шкала)
70,1±0,6
83,5±0,7
85,8±0,7
89,3±1,0
93,5±0,8
99,6±0,9
112,0±1,0
125,0±1,0
130,0±1,5
136,4±2,0
140,2±3,0
145,5±4,0
Органический мир. Мел завершает мезозой, поэтому его
органический мир несет все черты, характерные для переходного этапа.
Наиболее значительные изменения претерпевает растительный мир
суши. С конца раннего мела (с альба) появляются первые покрытосеменные
цветковые растения. С позднего мела покрытосеменные составляют уже
ведущий элемент наземной флоры.
241
Особенно много насекомых, которые эволюционировали в тесной связи
с растениями.
В морских бассейнах мела важнейшими группами являются
головоногие, двустворчатые и брюхоногие моллюски, морские ежи,
брахиоподы, губки, мшанки, шестилучевые кораллы, фораминиферы.
Среди морских беспозвоночных животных одно из первых мест
продолжают занимать головоногие моллюски. Во второй половине периода
роль аммонитов (наружнораковинных) уменьшается, но белемниты
(внутреннераковинные) играют большую роль.
В мелу широко распространены двустворки и гастроподы. Среди
двустворок много устриц – Ostrea. Представляют интерес кораллоподобные
двустворки – Hippurites. Среди гастропод большую роль играли Conus, Fusus
и др.
На границе юры и мела происходит новое значительное обновление
аммонитов. Наряду с плоскоспиральной раковиной появляются ранее
неизвестные формы с аномальными раковинами, прямыми,
улиткообразными. Возникают гигантские формы – до 2 м в поперечнике.
Среди морских водорослей очень характерны микроскопические
золотистые (кокколитофориды) и диатомовые. Водоросли (нанопланктон) и
мелкие фораминиферы в позднем мелу участвовали в образовании белого
писчего мела.
В мире позвоночных в мелу продолжается господство
пресмыкающихся (рептилий). Среди летающих рептилий часты
птеродактили и рамфоринхусы, среди водных – плезиозавры и ихтиозавры.
Среди наземных рептилий (динозавры) выделяются представители на двух
ногах и с мощным хвостом – игуанодоны, на четырех ногах и с длинным
хвостом – травоядные – диплодоки и др., хищники тираннозавры. Все они
доживут до конца мела (маастрихта). Для мелового периода характерно
появление змей, которые, как и крокодилы, большое развитие получили в
кайнозое.
Значительный прогресс произошел в развитии птиц, среди которых
появились высоко организованные и специализированные формы.
Среди рыб преобладающее значение приобретают костные рыбы.
Млекопитающие, появившиеся еще в начале мезозоя, все еще были
мелкими и встречались довольно редко, но за меловой период они прошли
сложный эволюционный путь, дав начало многим высокоорганизованным
формам. В мелу известны остатки не только сумчатых, но и плацентарных, в
частности, насекомоядных млекопитающих.
Структуры земной коры и палеогеография. В начале мела попрежнему существовала северная платформа Лавразия, усложненная к этому
времени рядом опусканий. Более существенные погружения,
сопровождаемые разломами, проявились на Гондване, на территории
242
современного Индийского океана, впадина которого уже наметилась.
Опускания были и в южном секторе современного Атлантического океана.
В геосинклинальных поясах в течение раннего мела проявилась новая
фаза складчатости – колымская (третья фаза киммерийской эпохи
тектогенеза). В Верхоянской области результатом ее было окончание
геосинклинального режима и оформление горных складчатых сооружений
Северо-Востока России (хребты Верхоянский, Черского и др.), а также гор
Восточного, Южного Китая и Индокитая.
Для позднего мела характерен энергичный вулканизм на Африканской
платформе. Здесь образовались обширные покровы и интрузии основных
пород – типа сибирских траппов. К концу позднемеловой эпохи относится
последняя фаза киммерийской складчатости – ларамийская, которая с
наибольшей силой проявилась в Кордильерской геосинклинальной области и
привела к оформлению Кордильер.
В раннем мелу отмечается слабая регрессия, в позднем мелу –
обширная морская трансгрессия. Эта трансгрессия, а также продолжающееся
расширение и углубление океанических впадин завершили распад
суперплатформ Лавразии и Гондваны на отдельные континенты.
Появление океанической впадины Северной Атлантики в мелу
определило разделение Лавразии на два континента: Евразию и Северную
Америку. К этому времени Гондвана распалась на континентальные глыбы:
Африку, Индостан, Австралию, разделенные Индийским океаном. Почти
полностью отделились Африка и Южная Америка.
Евразия включала древние эпибайкальские платформы: ВосточноЕвропейскую, Сибирскую и Китайскую, присоединенные к ним области
каледонской и герцинской складчатости.
Позднемеловая трансгрессия значительно проявилась на всех
континентах (кроме Австралии). В морях, которые занимали свыше
половины площади современных континентов, резко преобладало
накопление карбонатных (в том числе белый писчий мел) осадков. Гондвана
или ее уже отдельные платформы впервые в значительной степени
покрылись морем.
Климатические условия были подобны юрским. Наличие широтно
вытянутых морских зоогеографических областей указывает на
климатическую зональность. Зона жаркого климата совпадала с областью
Тетиса. Как по северной, так и по южной окраинам Тетиса среди
нижнемеловых отложений встречаются толщи соленосных лагунных
отложений (Средняя Азия, Северная Африка), намечающие положение
областей засушливого климата. В более северных районах бывшей Лавразии
(Якутия, Приморский край, запад США) среди отложений мела широко
распространены угли, связанные в своем образовании с условиями влажного
климата умеренного пояса.
243
В позднем мелу в связи с широким развитием трансгрессии
климатическая зональность менее ясна. Фаунистические различия между
Средиземноморской и Бореальной палеогеографическими областями
смягчаются и широкое развитие получают карбонатные отложения (белый
писчий мел – Европа), а также терригенные морские осадки (Западная
Сибирь).
Полезные ископаемые. С континентальными отложениями мела
связано около 21% мировых запасов углей (Ленский, Зырянский бассейны в
России, месторождения запада Северной Америки и др.), а с лагунными месторождения солей Туркмении и Северной Америки.
В мелу известны месторождения бокситов (юг Франции, Испании,
Турции и др.), оолитовых железных руд (Бакчарское месторождение на юговостоке Задной Сибири), фосфоритов (Европейская часть России), белого
писчего мела (многие страны Европы).
Меловой возраст имеют продуктивные нефте- и газоносные горизонты
многих районов Западно-Сибирской равнины, запада Средней Азии, Канады,
стран Африки и т.д.
С кислыми интрузиями связаны разнообразные месторождения на всем
протяжении Тихоокеанского геосинклинального пояса: олова, свинца и
золота в мезозоидах Северо-Востока России, запада Северной Америки. Так
называемый «оловянный пояс», кроме указанных регионов, прослеживается
через территорию Малайзии, Таиланда и Индонезии. Крупные
месторождения олова, вольфрама, сурьмы и ртути имеются на юго-востоке
Китая и в Южной Корее.
В кимберлитовых трубках мелового возраста сосредоточены
месторождения алмазов Южной Африки, Индии и частично Сибирской
платформы (Якутия).
4.2.3 Кайнозойская эра (эратема) – KZ
Кайнозой – новый этап геологической истории Земли. Первоначально
кайнозойскую эру подразделяли на два периода – третичный, куда включали
палеоген и неоген, и четвертичный (Междунар. Геол. Конгресс, Болонья,
1881 г.). С 1960 г. кайнозой делится на три периода: палеоген, неоген и
четвертичный (решение МСК).
Начало эры – 65 млн. лет назад, продолжается доныне. В течение
кайнозоя была создана современная физико-географическая обстановка,
сложился своеобразный органический мир, в котором млекопитающие
играют ведущую роль, в конце эры появился человек.
244
4.2.3.1 Палеогеновый период (система) – ₧
Расчленение. Палеоген как самостоятельное подразделение выделен
К.Науманном в 1866 году. Начало периода – 65 млн. лет, окончание – 23 млн.
лет. Продолжительность – 42 млн. лет. Палеоген подразделяется на три
отдела и семь подотделов: палеоцен (нижний и верхний), эоцен (нижний,
средний и верхний), олигоцен (нижний и верхний). В составе отделов
выделяются ярусы, которые в каждом крупном регионе (Западная Европа,
Крымско-Кавказская область, Тихоокеанское побережье Северной Америки
и др.) свои. Т.е. из-за большого разнообразия фаций и органических остатков
общепринятых ярусов не имеется.
Эратем
а
Кайноз
ойская
KZ
Систе
ма
Отдел
Олигоцен
₧3
Палео
генова
Эоцен ₧2
я₧
Подотдел
Верхний ₧32
Нижний ₧31
Верхний ₧23
Средний ₧22
Палеоцен
₧1
Нижний ₧21
Верхний ₧12
Нижний ₧11
Ярус
Хаттский ₧3h
Рюпельский ₧3r
Приабонский
₧2 p
Бартонский ₧2b
Лютетский ₧2l
Ипрский ₧2i
Танетский ₧1t
Зеландский ₧1sl
Датский ₧1d
Возра
ст
(Росси
я)
28
34
Возраст
(Межд.
шкала)
37
37±0,1
40
48
55
59
40,4±0,2
48,6±0,2
55,8±0,2
58,7±0,2
61,7±0,2
65,5±0,3
65
28±0,1
33,9±0,1
Органический мир. Кайнозой – новый этап в развитии органического
мира. На рубеже мезозоя и кайнозоя многие характерные для мезозоя
морские и наземные животные вымерли, а сохранившиеся утратили свое
значение. К этому времени полностью прекращают свое существование
аммониты, белемниты, рудисты, некоторые двустворки (иноцерамы), а также
ихтиозавры, плезиозавры, динозавры и ряд групп мезозойских
пресмыкающихся. Их место занимают бурно развивающиеся
млекопитающие.
На смену мезозойским пришли новые роды и семейства двустворчатых
и брюхоногих моллюсков, а также костистых рыб. Резкий толчок в развитии
испытала покрытосеменная растительность. Большое развитие получили
фораминиферы.
245
Нуммулиты были столь многочисленны в Тетической области, что
скопления их раковин образовывали толщи мощностью десятки метров.
Поэтому первоначально даже предлагалось называть палеоген
нуммулитовой системой. Нуммулитовые известняки использовались при
возведении пирамид фараонов в Египте.
В эоцене широко распространены одноклеточные известковые
водоросли – кокколитофориды, относимые к отделу золотистых водорослей.
В высоких широтах большую роль играли радиолярии и диатомовые
водоросли.
Среди беспозвоночных разнообразны губки. Их спикулы образовывали
массовые скопления, давшие начало своеобразным породам – спонголитам.
Многочисленны шестилучевые кораллы (склерактинии), которые были
представлены мелководными и редкими глубоководными формами. Рифовые
массивы, развитые в настоящее время в тропических морях, начали
возникать в конце эоцена.
Широко распространены мшанки, морские ежи, остракоды. Но
наибольшее распространение получили двустворки (пектиниды и др.) и
брюхоногие моллюски (Turritella, Cerithium и др.), обитавшие в
разнообразных бассейнах (морских, солоноватоводных, пресноводных).
Некоторые гастроподы приспособились к жизни на приморских
низменностях.
В водных бассейнах обитали многочисленные рыбы, преимущественно
костистые и хрящевые (акулы, скаты). Появились древние представители
китов, сирены, дельфины – млекопитающие, освоившие морскую среду.
Земноводные были немногочисленны - это лягушки, жабы, гигантские
саламандры. Рептилии представлены черепахами, ящерицами, змеями и
крокодилами.
Среди позвоночных млекопитающие и птицы заняли господствующее
положение. Одним из наиболее крупных палеогеновых (олигоценовых)
млекопитающих был безрогий носорог – индрикотерий – высотой до 5 м.
Наиболее многочисленны архаичные непарнокопытные, затем по
численности идут парнокопытные, примитивные грызуны, хищники,
насекомоядные и зайцеобразные.
В олигоцене существовали примитивные свиньи, верблюды, олени. В
начале палеогена появились лемуры – наиболее примитивная группа среди
приматов, называемая полуобезьянами. Только в конце эоцена возникли
настоящие обезьяны – антроподы. В это же время появились крупные
хоботные и сумчатые.
Среди наземной флоры продолжалось развитие покрытосеменных. В
тропических и субтропических лесах растут пальмы, магнолии. Гигантские
секвойи, кипарисовые и др. Наряду с ними в более умеренном климате росли
тополь, береза, дуб, каштан и др.
246
Структуры земной коры и палеогеография. В начале палеогена в
Северном полушарии выделяются два крупных материка, соединявшихся в
районе Берингова пролива: Евразия и Северная Америка.
В Южном полушарии существовало несколько материков - частей
бывшей Гондваны: Африка, Индостан, Южная Америка.
Полное отделение Антарктиды от Австралии и Южной Америки
произошло во второй половине палеогена. Материки разделялись Тихим,
Атлантическим, Индийским и Северным Ледовитым океанами. Между
северными и южными материками существовало море Тетис.
Материки состояли из разновозрастных складчатых сооружений
(докембрийских, палеозойских и мезозойских), перекрытых разновозрастным
платформенным чехлом. В палеогене продолжали геосинклинальное
развитие значительно сократившиеся после киммерийских и ларамийских
складчатых движений Средиземноморский и Тихоокеанский
геосинклинальные пояса.
В палеогене началась альпийская эпоха тектогенеза. После
сравнительно спокойного этапа в первой половине палеогена, в конце эоцена
усилились альпийские складчатые движения. С ними связано внедрение
основных и ультраосновных, а чаще кислых интрузий во многих районах
Тетиса (Альпы, Малый Кавказ, Малая Азия, Памир и др.).
Одной из особенностей палеогеновой тектоники являются расколы
земной коры и нередко движения по ним отдельных блоков. Они оказали
влияние на контуры континентов и усложнили их внутреннее строение.
Рифты закладываются в ряде районов земного шара. Например, система
рифтов меридионального направления в Восточной Африке протяженностью
6500 км. Формирование рифтовых зон сопровождалось вулканизмом
основного состава (базальты). Это выявлено на дне всех океанов.
Кратковременная регрессия конца мела сменилась в палеогене
трансгрессией, которая достигла максимума в эоценовую эпоху. Это была
последняя большая трансгрессия в истории Земли. Море из
геосинклинальных поясов проникло во многие районы Земли: в Западную
Сибирь, Среднюю Азию, на Аравийский полуостров и др.
В конце палеогена (в олигоцене) происходит регрессия и море
покидает почти все континенты. Так, большая часть Евразии составляла
континент.
В Средиземноморской геосинклинальной области и на прилегающих к
ней участках платформ исключительное развитие получили нуммулитовые
известняки и коралловые рифы. Эти отложения указывают на высокую
температуру вод и, следовательно, на жаркий тропический климат. Севернее,
на Восточно-Европейской платформе и в Западной Сибири широко
распространены трепела и опоки, сложенные панцирями диатомей и
кремниевых жгутиковых одноклеточных водорослей. Ныне они широко
247
распространены лишь в морях умеренных и субполярных климатических зон.
Это указывает на сравнительно более низкую температуру морских вод в
высоких широтах.
В палеогене выделяются области с сухим полупустынным и
пустынным климатом, но они занимали меньшие площади, чем в настоящее
время. Связанные с ними накопления гипсов и солей известны в Монголии,
Туркмении, Египте, Техасе.
Полезные ископаемые. В палеогене известны бокситы (Австралия,
Гвинея, Ямайка и др.), марганец (Кавказ, Западная Африка), железные руды
(Северная Америка, юг Западно-Сибирской равнины), нефть (Иран, Ирак),
газ (Ставропольский край), каменный уголь (Сахалин), бурые угли
(Германия), золото и серебро (Чукотка), свинец и цинк (Дальний Восток),
вольфрам и молибден (Кавказ), графит (Мексика), а также фосфориты, ртуть,
уран, медь.
4.2.3.2 Неогеновый период (система) – N
Расчленение. В 1853 г. австралийский ученый М.Гернес назвал
«неогеном» новый этап в развитии Земли, когда география и органический
мир уже были в значительной мере сходными с современными.
Начало периода – 23 млн. лет, окончание – 1,8 млн. лет,
продолжительность – 21, 5 млн. лет.
В неогене выделены два отдела: миоцен и плиоцен, и подотделы.
Стратиграфия неогена очень сложная, так как в неогене происходит
дальнейшее обособление водоемов и соответственно увеличение числа
эндемичных фаун, которые трудно сравнивать. Поэтому общепринятых
ярусов нет.
Эратема
Система
Отдел
Ярус
Верхний
N23
Плиоцен Средний
N2
N22
Нижний
N21
Верхний
Кайнозойская Неогеновая
N13
KZ
N
Миоцен
N1
Гелазский N2gl
Пьяченцский
N2pia
Занклский
N2zan
Мессинский
N1mes
Тортонский
N1tor
Средний Серравальский
N12
N1srv
Возраст Возраст
(Россия) (Межд.
шкала)
2,6
2,588
3,4
3,600
5,3
5,332
7,1
7,246
11,5
11,608
14,7
13,65
248
Нижний
N11
Лангийский
N1lan
Бурдигальский
N1bur
Аквитанский
N1aqt
16,5
15,97
20,5
20,43
23±1
23,03
Органический мир. Неогеновые растения и животные по
систематическому составу близки к палеогеновым и современным, но
географическое распределение их было несколько другим.
В неогене определились фитогеографические провинции, близкие
современным (за исключением тундровой зоны). Например, в плиоцене
Европы теплолюбивая растительность (пальмы, папоротники, дубы и др.)
существовала лишь на крайнем юге. На остальной части Европы и юге
России существовала флора теплого умеренного пояса, а на ее севере росли
хвойные леса.
Моря неогена характеризовались богатством одноклеточных
водорослей – диатомовых и золотистых (кокколитофориты).
Среди морских беспозвоночных широко распространены двустворки и
гастроподы, среди которых много современных родов (Cardium, Venus и др.).
Обильны морские ежи, мшанки и др.
Вымерли нуммулиты и др. фораминиферы, жившие в палеогене,
обильны стали планктонные фораминиферы.
Сильно меняется состав организмов суши. В неогене возникли многие
современные семейства и роды млекопитающих, но также существовали
таксоны, свойственные только неогену. Широкое распространение получили
семейства хищных (саблезубый тигр – Machairodus), копытных (гиппарионы
– Hipparion), хоботных (мастодонты – Mastodon). Появились медведи, гиены,
куницы, собаки, свиньи, быки, овцы, жирафы, человекообразные обезьяны, в
плиоцене – слоны, гиппопотамы, гиппарионы и настоящие лощади.
Приматы в неогене обитали не только в лесах, но и стали осваивать
открытые пространства. В верхнем миоцене Европы обнаружены остатки
обезьян – дриопитеков, напоминающих современных шимпанзе.
Древнейшим представителем гоминид считается рамапитек, остатки
которого обнаружены в отложениях верхнего миоцена Индии и Кении.
Много ископаемых остатков гоминид описаны из отложений верхнего
плиоцена Восточной и Южной Африки. Все они принадлежат
разновидностям австралопитека и по строению ближе к скелету людей, чем
любая из современных человекообразных обезьян.
Структуры земной коры и палеогеография. В начале неогена в
северном полушарии существовали две огромные по размерам и сложные по
структуре платформы: Евразия и Северо-Американская. Особенностью
неогеновой истории платформ является господство в их пределах
249
континентальных условий осадконакопления. Лишь в их краевые части
покрывались мелководными лагунными и морскими бассейнами, куда вода
проникала из сопредельных геосинклинальных областей и океанов. Другая
особенность их развития в неогене – эпиплатформенный орогенез.
В южном полушарии по-прежнему продолжали существовать
континенты прежней Гондваны: Южная Америка, Африка, Мадагаскар,
Индия, Австралия и Антарктида.
Продолжались расколы и формирование системы грабенов на
Африканской платформе, сопровождающиеся излиянием базальтов в ряде
регионов Западной, Северной и Восточной Африки, на Мадагаскаре и юге
Аравийского полуострова. В середине миоцена эти движения ослабевают,
окраины континента погружаются под уровень моря. Новые поднятия
происходят в позднем миоцене. На востоке континента они выразились в
дальнейшем росте сводово-глыбовых поднятий, в осевой части которых еще
с конца палеогена шло формирование самой крупной на континентах
системы рифтов, прослеживающейся на 6500 км. Амплитуды опусканий в
грабенах достигали 3 км. Центральные части грабенов были заняты озерами
Восточной Африки, Красным и Мертвым морями, Аденским и Суэцким
заливами.
Образование рифтовой системы сопровождалось активным
вулканизмом. В это время возник вулкан Килиманджаро и др.
Средиземноморская геосинклинальная область в начале неогена была
занята морем островного характера – в виде островов, среди которых
возвышались горы, возникшие еще в палеогене. По обеим сторонам тихого
океана протягивались две узкие геосинклинальные области Тихоокеанского
гесинклинального пояса: Восточно-Тихоокеанская (Кордильерская) и
Западно-Тихоокеанская.
На протяжении неогена в геосинклинальных областях с новой силой
проявились альпийская складчатость и горообразование, придавшие
альпийским горным сооружениям современный облик. Это самые высокие и
молодые горы на земной поверхности.
В плиоцене складчатые движения ослабли, но зато проявились сильные
дизъюнктивные дислокации, охватившие как области недавней складчатости,
так и докембрийские платформы и древние палеозойские и мезозойские
складчатые сооружения. В результате многие участки древних горных
сооружений оказались высоко приподнятыми. К таким омоложенным
складчатым сооружениям относятся каледонские и герцинские структуры
Урала, Сибири (Алтай, Саяны), Австралии и др.
Сложно проходило развитие Средиземноморской геосинклинальной
области. Здесь на протяжении неогена произошло несколько фаз альпийской
складчатости. В процессе формирования альпийских складчатых сооружений
между возвышающимися дугами складчатых гор возникали обширные
250
изолированные котловины иногда значительной глубины (Средиземное,
черное и др. моря).
В неогене не было значительных трансгрессий и моря охватывали
только краевые участки платформ. В связи с тем, что контуры материков и
морей в неогене мало отличались от современных, среди неогеновых осадков
больше всего известны континентальные отложения. В неогеновых морях
юга Восточно-Европейской платформы в прибрежных зонах накапливались
литотамниевые известняки и протягивались мшанково-коралловые рифы.
Климатические особенности прослеживаются довольно легко. В
Западной Европе и на юге Восточно-Европейской платформы в начале
неогена установился теплый, умеренный или субтропический климат, но с
зимним сезоном. К северу от этой зоны, вплоть до Гренландии, климат был
умеренным. Во второй половине неогена, в плиоценовую эпоху, климат в
Европе стал на всем протяжении континентальным, умеренным, но все же
более теплым, чем в современную эпоху. В конце неогена наступило
похолодание и климатическая обстановка приблизилась к современной.
Все океаны к началу неогена по очертаниям близки современным. В
них формировались абиссальные впадины, глубоководные желоба,
батиальные холмистые равнины, продолжалось развитие срединноокеанических хребтов.
Идет начавшееся еще в олигоцене дальнейшее глобальное снижение
температуры воды.
С конца миоцена и особенно в начале плиоцена снижается уровень
Мирового океана, что связано с расширением и углублением абиссальных
желобов и рифтовых зон, с увеличением емкости океанических впадин. В это
же время резко возрастают глубины Средиземного, Черного и Красного
морей – до 2.5-3.5 км и более.
Активный вулканизм проходил в основном в центральных и краевых
частях Тихого океана (Курильские, Японские и др. острова).
Полезные ископаемые. Наибольшее значение среди полезных
ископаемых, связанных с неогеновыми отложениями, имеют нефть и газ.
Основная масса гигантских месторождений нефти и газа приурочена к
периферическим областям и располагается в предгорных и межгорных
прогибах (Иран, Ирак, Персидско-Месопотамская нефтегазоносная
территория, Каспий и др.).
В неогене часто встречаются месторождения угля (лигниты и бурые
угли), они распространены на всех континентах, оолитовые и пластовые
железные руды (Керченский полуостров), металлоносные месторождения кор
выветривания (бокситы, железо, марганец, никель, кобальт), которые начали
развиваться с конца мезозоя (Южная и Центральная Америка, острова
Карибского бассейна и др.).
251
С неогеновым магматизмом связаны крупные месторождения олова в
Андах, золота, серебра и меди в Центральной Америке, полиметаллические
месторождения и т.д.
Также имеются месторождения калийных солей, поваренной соли,
фосфоритов, трепелов и пр.
4.2.3.3 Четвертичный период (система) – Q
Расчленение. Название «четвертичные породы» (как и «третичные»)
было предложено в 60-х годах XVIII в. итальянским ученым Ардуино для
обозначения новейших образований Северной Италии – наносов р.По и ее
притоков. Объединение их в наиболее молодую, четвертичную систему
сделано в 1829 г. бельгийским геологом Ж.Денуайе. А.П.Павлов в 1922 г.
предложил именовать четвертичный период «антропогеном» (от греч.
антропос – человек и генос – происхождение), подчеркивая тем самым, что
именно этот отрезок времени связан с появлением и развитием человека.
Однако, как теперь установлено, первые предки человека появились еще в
миоценовую эпоху.
Общие стратиграфические подразделения
Геохронологические подразделения
Надра Раздел
Термохро
Систе здел
(подотд Звено Ступень Перио Эпоха
Фаза Пора
н,
ма
(отдел ел)
д
криохрон
)
Голоц
Голоцен
ен Qh
0,01
овая
Четверт
Поздний
ая
криохрон
Поздний
Нео
Третья
термохро
Четве
Верхн
плей Поздн н
ртичн
Неопле ее
стоц яя
Вторая Четве
Ранний
ая
ртичн
Плейс йстоцен
енов
криохрон
(квар тоцен QNo
ый
Плейсто ая
Ранний
тер)
Qp
Первая (кварт ценовая
термохро
Q
ер)
н
Средн
Средн
ее
яя
Нижн 0,8
Рання
ее
я
Эоплей Верхн
Эоп Поздн
стоцен
ее
лейс яя
252
Q
Нижн
ее
1,8
тоце
нова
я
Рання
я
От более древних четвертичный период отличается рядом
особенностей.
Во-первых, малой длительностью (около 1,8 млн. лет), что, впрочем,
естественно в связи с его незавершенностью.
Во-вторых, присутствием в отложениях четвертичной системы
остатков человека и его культуры.
В-третьих, резкими и многократными изменениями климата, а значит,
и природных условий в целом, а также особенностей денудации и
осадконакопления.
В-четвертых, осадочный чехол, сформированный в течение
четвертичного времени, имеет иное распространение, как на поверхности
суши, так и на дне морей и океанов.
В-пятых, осадочным образованиям четвертичного возраста
свойственны сложное строение разреза, пестрота фаций и быстрая
изменчивость литологического состава, относительная кратковременность
формирования и небольшая мощность при сравнительно высокой скорости
осадконакопления.В составе четвертичной системы выделены два надраздела
– плейстолцен и голоцен. Плейстоцен разделяется на эоплейстоцен (1
млн.лет) и неоплейстоцен (0,79 млн лет). В составе разделов выделяются
звенья. Самое верхнее звено обычно называют современным.
Для расчленения и корреляции четвертичных отложений используются
климатостратиграфический, палеонтологический, в том числе
палинологический, литологический, геохронологический (в частности –
радиоуглеродный) и палеомагнитный методы.
Органический мир. Органический мир четвертичного периода близок
современному. Изменения, которые происходили в составе и расселении
животных и растений, были связаны с изменениями природной среды,
вызванными чередующимися похолоданиями и потеплениями. Во время
оледенений холоднолюбивые формы мигрировали в сторону экватора,
поэтому во внеледниковой зоне наряду с представителями южной фауны и
флоры распространены формы, жившие в приполярной тундрово-таежной
полосе. Во время межледниковий миграция происходила в обратном
направлении.
Характерной особенностью развития флоры в течение плейстоцена
было неоднократное ее изменение и приспособление к похолоданиям в
умеренных и субтропических широтах, сопровождавшееся обеднением
видового и родового состава, исчезновением вечнозеленых и
широколиственных форм и расширением ареалов травянистых сообществ.
253
В животном мире заметные изменения происходили в составе
млекопитающих, особенно хоботных и копытных, населявших Северное
полушарие.
В самом начале четвертичного периода на юге Восточной Европы
обитало много теплолюбивых форм, среди которых были мастодонты,
южные слоны, гиппарион, саблезубый тигр, носороги и др. На юге Западной
Европы в это же время, кроме перечисленных, жили гиппопотамы и страусы.
Однако в течение раннего плейстоцена состав животного мира стал сильно
меняться. Особенно значительные изменения произошли в эпоху
максимального днепровского оледенения, когда теплолюбивые животные
стали перемещаться далеко к югу. В этом же направлении смещались
границы распространения растительных ассоциаций. В днепровскую
ледниковую эпоху на равнинах Восточной Европы южнее границы ледника
наряду с оленями, волками, лисицами, бурыми медведями впервые
появились шерстистый носорог, мамонт, белые куропатки, лемминги. Все
они были обитателями холодных областей. Из-за резкого и сильного
похолодания стали вымирать ранее жившие на этой территории
теплолюбивые организмы, в том числе гигантские носороги, пещерные львы,
гиены и др. В Крыму появилась белая куропатка, песец, северный олень,
полярный жаворонок. Мамонты и шерстистые носороги заселили не только
всю Западную и Восточную Сибирь, но проникли в Северную Америку.
Изоляция способствовала сохранению прежней фауны в Австралии,
Южной Америке, Центральной и Южной Африке. Однако и там
периодически наступавшие похолодания приводили к существенному
обеднению фауны.
В начале голоцена вымерли мамонты (последниие жили 3700 лет
назад), шерстистые носороги, большерогие олени, мастодонты.
Важное событие четвертичного периода – быстрое развитие человека.
Предковой формой ископаемых людей были австралопитеки,
принадлежащие семейству гоминид. Они встречены только на африканском
континенте и появились в Восточной Африке 5 млн. лет назад. Все известные
находки австралопитеков сосредоточены в пределах Великих Африканских
грабенов – крупной рифтовой системы, состоящей из цепи впадин,
осложненных поднятиями, и занятых озерами. В течение плиоцена здесь
господствовал теплый и влажный климат.
Природные условия благоприятствовали здесь пышному развитию
органического мира. Австралопитеки постепенно освоили прямое хождение
и стали всеядными. Однако они еще не являлись людьми.
В процессе эволюции австралопитеков появились формы, давшие
впоследствии начало виду, получившему название Homo habilis – человек
умелый. Находки, оцениваемые в 2.6 млн. лет, свидетельствуют, что
254
представители этого вида начали использовать примитивно обработанные
гальки в качестве орудий.
Следующим звеном в развитии гоминид являются архантропы,
которые многими исследователями считаются предками современных людей.
Впервые они появились также в Восточной Африке, но уже около 1.4-1.2
млн. лет назад оттуда мигрировали на другие континенты. Время их
существования носит название раннего палеолита.
Наиболее известные представители архантропов – питекантропы.
Время их существования носит название раннего палеолита. Остатки их
встречены в Африке, Китае, Венгрии, Германии. Находки в Восточной
Африке – самые древние. Здесь возле остатков питекантропов обнаружены
каменные орудия в виде ручных рубил. Питекантропы развивались до 350400 тыс. лет назад.
В ряде районов (Франция, Азербайджан) обнаружены остатки
ископаемого человека, обладавшего переходными признаками от
архантропов к палеоантропам. Эти люди использовали ручные рубила и
широко применяли огонь. По степени обработки каменных изделий
археологи выделяют ашельскую культуру.
К палеоантропам относят также неандертальцев, которые появились
около 350 тыс. лет назад и существовали до 35 тыс. лет назад. Они обитали
на значительно большей территории, чем архантропы. Эта культура носит
название
Ее представители обитали в примитивных мустьерской.жилищах,
построенных из дерева и костей на открытых пространствах. Погребения
сохранили следы ритуальных действий. Время существования палеоантропов
называют средним палеолитом.
Неоантропы (Homo sapiens) – люди современного типа – сменили
палеоантропов около 35-40 тыс. лет назад во время позднего палеолита.
Неоантропы жили в южных и средних широтах Евразии, но иногда
появлялись в северных районах. Они проникли в Америку, Австралию и на
многочисленные острова Тихого, Атлантического и Индийского океанов.
У неантропов появились костяные изделия, предметы
изобразительного искусства, в частности наскальные рисунки, статуэтки,
гравировка по кости, примитивные музыкальные инструменты, украшения,
предметы культа. Люди, жившие в суровых климатических условиях стали
использовать меховую одежду. Представителями древних неоантропов
являются кроманьонцы.
В различных климатических зонах произошло разделение сообществ
людей по видам добычи продуктов питания. Люди, занимавшиеся в
основном охотой, объединились в специализированные племена. Они
строили жилища из деревьев и костей, прикрывали их ветвями и звериными
шкурами. Уклад жизни, бытовые и хозяйственные элементы у охотничьих
255
племен были иными, чем у тех кто занимался собирательством плодов и
растений.
Около 13-15 тыс. лет назад палеолит сменился мезолитом. В это
время началось энергичное отступание материковых льдов. Люди стали
осваивать приполярные районы. Появились лук и стрелы, появились
домашние животные, возникли первые скотоводческие и земледельческие
племена.
Граница мезолита и неолита (как и палеолита и мезолита) колеблется в
широких пределах. Переход от мезолита к неолиту (новому каменному веку)
произошел в интервале 6-13 тыс. лет. В это время люди научились обжигать
глину и появились предметы из керамики. Кочевой образ жизни племен
сменяется оседлым. Развиваются земледельческие и скотоводческие
хозяйства. Около 5 тыс. лет назад появились первые бронзовые изделия, 3-2.5
тыс. лет назад началась эпоха железа.
Для стратиграфических целей важное значение имеют следы
различных культур каменного века. Совместно с остатками животных и
растений, а также палеогеографическими реконструкциями, они дают
возможность разработать более детальные корреляционные схемы.
Природные условия. Для четвертичного периода характерно
периодическое наступление ледниковых эпох и сменяющих их
межледниковий. В течение этого времени обширное материковое оледенение
периодически охватывало Северное полушарие. Центрами оледенений стали
Балтийский и Канадский щиты, которые полностью перекрывались толщей
льда в 3 км. Гигантский ледниковый купол, покрывавший высокие и средние
широты, вобрал в себя огромный объем воды морей и океанов, что привело к
резкому понижению уровня Мирового океана. Наиболее сильная регрессия
произошла во время максимального оледенения (ранний
рисс=днепровское=самаровское), когда осушались огромные площади
шельфов, а острова Северного Ледовитого океана примкнули к материку. На
месте Северного, Баренцева и частично Карского морей возникла суша,
покрытая ледником. Британия присоединилась к материку. Между Евразией
и Северной Америкой возникла суша Берингия, благодаря которой животные
могли мигрировать с одного материка на другой. Сахалин присоединился к
материку. Значительные изменения произошли и в других районах.
Самое холодное было валдайское оледенение – пик его был около 20
тыс. лет назад. После него наступило потепление. В течение нескольких
тысячелетий ледниковый покров в Европе распался. Его остатки в
Скандинавии исчезли около 10 тыс. лет назад. Вдоль края тающего ледника
возникали обширные приледниковые озера, в которых отлагались ленточные
глины. Ныне на равнинах Европы широкое распространение имеют
флювиогляциальные отложения и такие формы ледникового рельефа, как
друмлины, камы и озы.
256
Территория Азии подверглась меньшему, чем в Европе оледенению.
Это было связано с тем, что для образования ледниковых покровов было
недостаточно влаги, хотя температура в Азии была как в Европе.
Время максимального оледенения приходится тоже на средний
неоплейстоцен. Наряду с покровным оледенением обширные территории
Азии были охвачены горным и подземным оледенением. В Европе
многолетняя мерзлота исчезла в голоцене, в Сибири есть и сейчас.
На территории Северной Америки покровным оледенением было
охвачено 60% территории. Южная граница ледников проходила южнее
Великих озер. Оледенению подвеглись горные области Южной Америки,
Африки и Австралии.
2/3 поверхности суши даже во время максимального оледенения было
лишено ледникового покрова. Границы между климатическими поясами то
мигрировали к полюсам во время потеплений, то отступали к экватору.
Многократное изменение масштабов оледенений привело к весьма
значительным колебаниям уровня океана со снижением на 150 м во время
максимального оледенения и соответствующим подъемом во время таяния
ледников. Первое вызвало снижение базиса эрозии, следовательно, усилило
денудацию материков и увеличило объемы терригенных образований в
океанические бассейны.
Несмотря на суровость климата, в четвертичном периоде отсутствуют
явные признаки кризиса морской биоты. Условия среды оказали лишь
небольшое влияние на планктонную биоту. События четвертичного периода
не привели к появлению принципиально новых условий, а вызвали лишь
смещение границ между водными массами.
Полезные ископаемые. Полезные ископаемые квартера можно
разделить на 5 генетических групп:
- разнообразные россыпи (аллювиальные и прибрежно-морские) –
золото, платина, касситерит, алмазы, ильменит, циркон, рутил,
- руды осадочного происхождения – бобовые железные руды озерноболотного и озерного происхождения, прибрежно-морские фосфоритовые
конкреции, залежи глауконита, железомарганцевые и медно-ванадиевые
конкреции (скопления их широко распространены в глубоководных областях
Мирового океана); коры выветривания – кобальт, никель, медь, марганец,
огнеупорные глины;
- нерудные полезные ископаемые – лессовидные суглинки и
гравийники, используемые в строительстве., стекольные и формовочные
пески, глины, сера и др.;
- горючие полезные ископаемые – лигнит и торф;
подземные воды и лед (естественные холодильники).
257
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
(Главные закономерности геологической истории земной коры)
Первая закономерность – периодичность геологических процессов.
Так, в фанерозое выделяется четыре тектонических этапа: каледонский,
герцинский, киммерийский (мезозойский), альпийский. В каждом из этапов
ведущая роль принадлежит подвижным зонам земной коры. Развитие
подвижных поясов происходит во всех этапах направленно, завершаясь
воздыманием местности, складкообразованием, интрузивным магматизмом и
региональным метаморфизмом. В конце этапа море уходит (регрессия).
На платформах наблюдаются стадии погружения с нарастающими
трансгрессиями, которые позднее сменяются поднятиями и регрессиями.
Трансгрессии и регрессии периодически сменяют друг друга, что
находится, таким образом, в прямой зависимости от тектонических движений
на нашей планете.
Чередование трансгессий и регрессий непосредственно влияет на
изменения климата и рельеф, что в свою очередь вызывает периодические
изменения органического мира. Вымирают организмы, не сумевшие
приспособиться к новым условиям. Их место занимают новые организмы,
могущие существовать в новой среде. Эпохи массовых вымираний
периодически проявляются на планете.
Цикличность осадкообразования также связана с изменениями
климата. Например, образование солей происходит в эпоху регрессий или в
начале эпохи трансгрессий, а максимумы углеобразования тяготеют к
регрессивным эпохам, чаще к их началу.
В каждом тектоническом цикле наблюдается определенная
последовательность образования изверженных пород: в подвижных поясах от ультраосновных и основных до кислых (в конце этапа).
Периодичность геологических процессов выявляется как в фанерозое,
так и в докембрии.
Вторая закономерность в истории Земли – направленность
геологического развития. При завершении тектонических этапов
увеличивается площадь платформ. Возрастает их сложность строения в
результате присоединения к ним территорий с разным возрастом фундамента
и чехла, возрастает мощность отложений платформ и геосинклиналей. В
процессе геологической истории увеличивается мощность коры
континентального типа.
Происходит направленное изменение состава атмосферы и
гидросферы, появляется и увеличивается количественно свободный
кислород, уменьшается температура земной поверхности, ослабевает
ультрафиолетовое излучение. С этими процессами связана эволюция
258
органического мира: от первых прокариот до высокоорганизованных
животных и растений.
Направленно меняется осадкообразование. Например, с девона
появляется и быстро растет угленакопление сначала паралическое, а с
карбона и лимническое.
Меняется и состав геологических формаций.
Глубокометаморфизованные породы архея сменяются менее
метаморфизованными и позднее - неметаморфизованными породами. В
процессе геологической истории наблюдается уменьшение длительности
тектонических этапов.
Направленность геологического развития не носит линейного
характера, отмечается ускорение этого процесса и есть примеры возвратнопоступательного характера.
В настоящее время не существует единой общепризнанной теории,
которая объясняла бы все закономерности геологической истории Земли.
Причиной этому является отсутствие достоверных сведений о процессах,
происходящих в мантии и определяющих тектонические движения земной
коры и магматизм.
259
Литература
1. Бондаренко О.Б., Михайлова И.А. Краткий определитель
ископаемых беспозвоночных. М.: Недра, 1984. 535 с.
2. Глухова Л.В. Основные структуры земной коры (учебное
пособие). Красноярск: КГАЦМиЗ, 1998, 72 с.
3. Глухова Л.В. Основы палеоботаники. Учебное пособие.
Красноярск: ГАЦМиЗ, 2002.
4. Гречишникова И.А., Левицкий Е.С. Практические занятия по
исторической геологии. М.: Недра, 1979. 166 с.
5. Короновский Н.В., Хаин В.Е., Ясаманов Н.Е. Историческая
геология. М.: Academia, 2006. 464 с.
6. Методические указания к лабораторным работам по
исторической геологии. Сост. Л.В.Глухова, Р.А.Цыкин.
Красноярск: ГАЦМиЗ, 1995.
7. Михайлова И.А. Бондаренко О.Б. Палеонтология. М.: Недра,
1998. 535 с.
8. Парфенова М.Д. Историческая геология с основами
палеонтологии. Учебное пособие. Томск: ТПУ, 1998. 550 с.
9. Подобина В.М., Родыгин С.А. Историческая геология. Учебное
пособие. Томск: НТЛ, 2000. 264 с.Стратиграфический кодекс. С.П.: ВСЕГЕИ, 2006. 96 с
Учебно-методические материалы
1. Атлас ископаемых беспозвоночных и растений. Раздаточный
материал к лабораторным занятиям по курсу «Историческая
геология с основами палеонтологии». Сост. О.В.Сосновская. 14 с.
2. Окаменелости в шлифах. Раздаточный материал к лабораторным
занятиям по курсу «Историческая геология с основами
палеонтологии». Сост. О.В.Сосновская. 28 с.
3. Позвоночные. Раздаточный материал к лекционному курсу
«Историческая геология с основами палеонтологии». Сост.
О.В.Сосновская. 44 с.