Литология Лекция 11 ЭВОЛЮЦИЯ ЛИТОГЕНЕЗА ЗЕМЛИ

Литология Лекция 11 ЭВОЛЮЦИЯ ЛИТОГЕНЕЗА ЗЕМЛИ

• Осадочные породы, наряду с жизнью, наиболее эволюционирующие элементы Земли и одновременно способные, в противоположность атмосфере и гидросфере, нести (воспринимать, записывать и сохранять на миллиарды лет) информацию как о собственной истории, так и о развитии других геосфер. • Поэтому они являются основными историческими документами в геологии, ясно и определенно отражающими развитие экзосферы Земли, а также ее недр.

ЭВОЛЮЦИЯ ГЕНЕТИЧЕСКИХ ТИПОВ СЕДИЛИТОГЕНЕ 3 А ЭВОЛЮЦИЯ БИОГЕННОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

Возникновение жизни относят к весьма раннему этапу - катархею (4, 0 млрд лет): биомикропроблематика в кварцитах и гнейсах с возрастом 3, 5 -3, 8 млрд лет назад (Гренландия и Южная Африка). Влияние на осадочный незначительным. процесс было Около 3 млрд лет, т. е. к концу архея или самому началу протерозоя, относят начало заметнoгo влияния биоса в осадконакоплении в виде еще редких планктоногенных горючих сланцев.

Бентогенные горючие сланцы, образованные прикрепленными водорослями, стали накапливаться вероятно, с рубежа 1, 5 - 2 млрд лет назад. Основных максимумов три: нижнепалеозойский, пермский и палеогеннеогеновый, самый большой; меньшие максимумы в девонe, карбоне, юре и мелу. Плиоцен-антропогеновый минимум сланцеобразования связан с неблагоприятными палеогеографическими обстановками: исчезновением обширных перикратонных морей и лагун с застойными условиями у дна, и сланцеобразование было оттеснено в озера и абиссали.

Угли известны с кембрия (Китай), что можно считать не только моментом появления высшей растительности, но и началом распространения жизни на суше уже в замётных геологических проявлениях. Самых крупных циклов – гигациклов углеобразования два: каменноугольнопермский и юрско-антропогеновый. Но в целом углеобразование прогрессирует, и голоцен, несмотря на высокое стояние материков и обширные пустыни, выделяется глобальными торфяниками, особенно америко-евразийскими и экваториальными, существенно мангровыми.

Около 2 млрд лет назад произошел другой качественный скачок в биолитообразовании началось массовое вoдopocлевое осаждение карбонатов - доломита и известняка, хотя первые цианофитолиты древнее 2, 9 млрд лет (Зимбабве). Сначала основными осадителями были синезеленые (цианофиты, или цианобактерии) водоросли, позже, главным образом в фанерозое, к ним присоединились красные (родофиты) и зеленые (хлорофиты).

• Мощные строматолитовые толщи доломитов и известняков, построенные синезелеными водорослями, наиболее распространены в венде. • В фанерозое происходило их сокращение, хотя фациально они становились более разнообразными за счет развития пресноводных, озерных строматолитов. • Минеральный состав в фанерозое становивился в основном известковым. • Регрессивная фаза общего водорослевого цикла наступила в раннем кембрии, вероятно, в связи с появлением скелета у животных, с нарастающей скоростью извлекавших карбонаты из гидросферы.

• Зоогенные карбонатолиты, известняки, взрывоподобно стартовавшие в начале кембрия, до настоящего времени прогрессивно увеличиваются по общей массе, становятся все разнообразнее по биоте и обстановкам седиментации, включая не только пресноводные озерные и речные, но и воздушные. • Регрессивная фаза еще не заметна, но обязательно наступит.

• Начавшись с внешнего скелета у нектона и бентоса (археоциаты, головоногие и другие моллюски, брахиоподы, трилобиты и др. ), процесс выработки скелета распространился, в основном уже в мезозое и кайнозое, и на планктон, как зоо (фораминиферы, остракоды, птероподы и др. ), так и фитопланктон (зеленые и другие водоросли). • С позднего мела кокколитофориды (золотистые водоросли) стали не только породообразующими, но и слагающими геоформации. • По отдельным группам организмов карбонатонакопление предстает уже законченными прорециклами: археоциатовыми, трилобитовыми, строматопоровыми, коралловыми, брахиоподовыми, фузулиновыми, вымершими в палеозое, и т. д. • Прогрессивное (с регрессивными фазами), направленное развитие биокарбонатонакопления.

Эволюция биосилицитов • Эволюция биосилицитов более короткая по сравнению с биокарбонатолитами и фосфоритами. • В докембрии они неизвестны, хотя черви, губки, динофлагелляты и, возможно, радиолярии имели опаловые трубки, спикулы и другие склеры и в венде. • В фанерозое биосилицитонакопление развивалось прогрессивно и циклично (устанавливаются губковые и радиоляриевые циклы), а с поздней юры оно получило новый импульс от диатомовых водорослей и близких к ним форм. • Максимум образования диатомитов и аподиатомитовых трепелов и опок приходится на поздний мел и палеоцен.

Фосфоритообразование • достоверное начало относится к раннему протерозою (аравалий Индии), • первый максимум в среднем рифее (1, 4 млрд лет назад) • в венде-кембрии - первый глобальный максимум, которому отвечают крупнейшие месторождения микрозернистых и зернистых фосфоритов почти на всех континентах, но особенно в Азии и Австралии: фосфоритоносные бассейны Малого Каратау в Казахстане, Алтае-Саянский, Окино. Ухагольский и Хубсугульский в Монголии, Янцзы в Китайском Тянь-Шане, Лаокай во Вьетнаме, Джорджина на севере Австралии, Тауденни в Сахаре и многие месторождения юга Сибири и Дальнего Bocтокa.

• Выявленные запасы по Р 205 достигают почти 7 млрд т, что более 15% всех известных запасов в мире (Яншин, 1988). • Рассеянного фосфора: в доломитах, известняках, силицитах и песчаниках, содержащих Р 205 1 -5%, в сотни раз больше, чем в месторождениях, т. е. почти 20% вceгo фосфора в осадочных породах, или 14, 1 х1015 т. • Самый большой максимум фосфатонакопления меловой и раннепалеогеновый (26, 8 млрд т Р 205, или около 59% мировых запасов): • это гигантские и сверхгигантские по запасам бассейны Северной и Западной Африки, Ближнего Востока, Средней Азии, Северной и Южной Америки. Из них Марокканский, вероятно, самый крупный на Земле.

• Третий максимум фосфатонакопления – раннепермский, представленный пока одним, но гигантским бассейном на западе США, где развита формация Фосфория. • Расцвет брахиопод с фосфатными створками в раннем ордовике, приведший к почти невероятной концентрации фосфата «ракушнякового» типа, обеспечил появление еще одного максимума, хотя и небольшого масштаба.

Генезис фосфоритовых месторождений • Оcнoвное фосфатонакопление происходит в аридном климате; это подтверждается большинством крупнейших месторождений разного возраста. • Месторождения формируются миллионы лет при низких скоростях седиментации, постоянных перемывах, конденсации и концентрации фосфатного вещества, геоисторически переходящего из нижних горизонтов в более молодые, пока не прекратится этот рудообразующий процесс или не начнется разубоживание рудного компонента. • Земной цикл фосфатонакопления находится еще на прогрессивной стадии, поскольку самые крупные запасы (позднемеловые и раннепалеогеновые) почти современные.

• Это cтpoгo коррелируется с прогрессивным развитием жизни и указывает на главный, биологический фактор фосфатообразования. • Однако условия реализации этого процесса географические, а именно климатические и гeомopфологические. • Отсутствие полностью бесфосфатных периодов, по крайней мере с венда, позволяют заключить, что фосфатонакопление было постоянным и никогда не прерывалось полностью, так же, как и эволюция биосферы. • Но месторождения фосфоритов возникали под влиянием других факторов климатических и гeoморфологических (аридные эпохи и обширные мелководные, моря, связанные с океаном), которые эффективно действовали лишь временами. • Эволюция жизни прямо и косвенно определяет и абиотические параметры среды, процессы и условия осадконакопления, особенно газовый состав атмосферы, анионный состав воды, концентрации растворенных веществ, химическое выветривание и химическое осадконакопление.

ЭВОЛЮЦИЯ ХИМИЧЕСКОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ • Постоянство химических законов обречивает лишь на чрезвычайно медленное изменение химического осадконакопления, в принципе независимое от биологического. • Тем не менее химическое осадконакопление испытало интенсивное развитие и скачки, обнаруживая четкие направленность и цикличность разного порядка.

Наиболее ранними, архейскими и, вероятно, катархейскими, осадками были силициты, превратившиеся в кварциты, нередко железистые (с магнетитом, пиритом и другими сульфидами), а позже с сидеритом, доломитом, родонитом и другими марганцевыми силикатными минералами, накапливавшиеся по всей акватории океана или первичных морских водоемов.

• Отсутствие свободного кислорода, низкий щелочно-кислотный потенциал и высокие температуры воды позволяли соединениям Al, Fe и Мn мигрировать в виде хлоридов и карбонатов и накапливаться в гидросфере. • Накопление первичнохемоседиментационных кварцитов, ферритолитов, бокситов и марганцевых руд или рассеянных форм марганцевых минералов в гондитовой формации. • Катионный и анионный состав поставляли гидротермы и первичное выветривание - выщелачивание кислыми водами.

Цикл железистых кварцитов (джеспилитов) • Длительность около 1, 5 млрд лет (архей, в основном поздний, и протерозой), максимум в раннем протерозое. • Эволюция: в первой половине с кремнеземом ассоциируются магнетит, сидерит, лептохлориты, • во второй появляется гематит и постепенно из парагенеза исчезает сидерит, а в раннем рифее прекращается образование петротипа в целом. • В этой эволюции проявилось изменение состава атмосферы - появление свободного кислорода и возрастание eгo содержания, а также повышение р. Н.

• В рифее двухвалентные формы Fе и Мn исчезают из гидросферы, джеспилиты сменяются оолитовыми сидеритшамозит-гидрогётитовыми ферритолитами, практически не выходящими за пределы прибрежной зоны. • В фанерозое к ним присоединяются латеритные руды, а также подводноэлювиальные озерные и океанические и диагенетические сидеритовые.

Карбонатное химическое осадконакопление • почти завершенный цикл длительностью 3, 03, 5 млрд лет с максимумом в середине протерозоя и начале рифея (2, 0 -1, 5 млрд лет назад). • Отсутствие карбонатолитов или малое их содержание в слоях древнее 3, 5 млрд лет назад, несмотря на обилие СО 2 в атмосфере и гидросфере, можно объяснить только низким р. Н (возможно, <5). • В гидросфере было растворено еще много не нейтрализованных сильных кислот, прежде всего HCl.

• Прекращение в середине протерозоя химического осаждения сидерита и родохрозита означает появление вследствие фотосинтеза достаточного для окисления Fe 2+ и Мn 2+ количества свободного кислорода. • В рифее доломиты начинают оттесняться осаждением кальцита, пока в фанерозое он не станет преобладающим. • Пелагическое доломитообразование циклично ослабевало, и в мезозое доломиты осаждались только в лагунной зоне, а в настоящее время они накапливаются лишь в эвапоритовых бассейнах ограниченных размеров. • Появление сульфатного аниона - большая часть катиона Мg связывалась и осаждалась в виде сульфатов, а потом и хлоридов. • Хемогенная садка кальцита пока деградировала в меньшей степени, чем доломитообразование, в настоящее время она происходит в мелких прогреваемых водоемах аридной зоны.

Сульфатообразование • стало возможным когда появился свободный кислород в количестве, достаточном для окисления иона серы: в начале рифея (1, 6 -1, 5 млрд лет назад), • Особенно в среднем и позднем рифее в Канаде и Австралии сформировались заметные залежи гипсов и ангидритов. • В фанерозое фиксируются пять циклов сульфатонакопления с максимумами в раннем кембрии, эйфеле, кунгype, поздней юре и миоцене.

• В процессе эволюции, от цикла к циклу, менялся солевой состав сульфатов, становился более разнообразным, и сульфаты ассоциировались со все более разнообразными хлоридами и другими солями. • Отложение хлоридных солей наступило позже сульфатных, с caмoгo позднего докембрия, и это определялось не столько повышенной соленостью океана (ее и сейчас для этого недостаточно), сколько геотектоническими и климатическими условиями, также эволюционировавшими в истории Земли. • К этому времени на больших пространствах суши вследствие распада Пангеи 1 и последовавших обширных трансгрессий в полной мере мoг развиться аридный ceдиментогенез, вплоть до отложения сильвинита или карналлита, начиная с кембрия. • С тех пор циклично галоидообразование нарастало по массе и становилось более разнообразным, полисолевым, доходившим до образования бишофита и боратов.

Хемогенное бокситообразование • Из-за отсутствия геологических фактов достоверных древних, архейских бокситов, можно только предполагать, что на первых этапах жизни Земли, в катархее, когда гидросфера имела низкий р. Н <4 -5 и была в значительной мере раствором сильных кислот, Аl 2 О 3 мог переноситься в морях и давать пелагические химические осадки, хотя и малой мощности (из-за малой растворимости глинозема). • Но уже в архее р. Н поднялся выше 5 и больше никогда не уменьшался. • Таким образом, первый вероятный цикл бокситообразования длился около 1 млрд лет с появления гидросферы до начала архея.

• Второй мегацикл начался в протерозое и длится до настоящего времени без признаков ослабления. • Это элювиально-бокситовый цикл в основном латеритного выветривания, включающий и мexaногенное переотложение руд из кор выветривания. • Eгo внутренняя цикличность определялась эволюцией состава гидросферы, климатом и тектоническим режимом.

Хемогенное фосфоритообразование • Возможность химического осаждения фосфоритов в архейских и раннепротерозойских водоемах не достаточно обоснована, хотя апатит встречается в глубоко метаморфизованных первично осадочных породах иногда в рудных концентрациях. Общие положения • Химическое осадконакопление в целом управлялось многими факторами. • Развитие жизни с начала протерозоя стало противодействовать химической седиментации карбонатов, а с кембрия и силицитов, пока почти полностью не подавило ее. • Более косвенно жизнь и биоседиментация все больше управляли и химическим осаждением железа, марганца, отчасти алюминия, урана и других элементов. Лишь на эвапоритовый процесс они заметного влияния не оказывали.