Стратиграфический и формационный анализы осадочных и осадочнометаморфических толщ
 Скачать 172.8 Kb.
|
|
6) Коры выветривания и их роль в мобилизации вещества для осадочного процесса Осадкообразование предваряется стадией мобилизации осадочного вещества. Мобилизация осуществляется гипергенными, биогенными либо вулканогенными способами. Гипергенез понимается-как весь комплекс химических, био- и физико-химических явлений, которые протекают на границе между атмосферой и твердой земной оболочкой. Поднятые тектоническими силами наверх из земных недр горные породы (магматические, метаморфические, древние осадочные) состоят из минеральных агрегатов, которые в большинстве своем были сформированы при динамотермальных (P-T) и физико-химических условиях, совершенно иных, чем на поверхности Земли. Оказавшись в зоне гипергенеза, эти минеральные агрегаты попадают под воздействие чужеродных им атмосферных газов и вод, а также бактериального, растительного и животного биоса. Такая природная система названа академиком В.И.Вернадским биокосной. Она исключительно неравновесна. Ее компоненты стремятся к уравновешиванию, и это служит основной движущей силой гипергенных процессов. Они принадлежат к двум категориям: господствующей деструктивной и конструктивной. Очень широкое распространение получают химические реакции гидратации и гидролиза твердых веществ. К гидролизу восприимчиво большинство силикатных минералов субстрата. Характерным примером этого процесса служит разрушение чрезвычайно нестойкого в зонах осадкообразования минерала, который был рожден в недрах земной мантии — оливина. Обломки его сохраняются в осадочных породах крайне редко, будучи корродированными, а отчасти превращенными под воздействием гидролитических процессов в серпентин. Таким же способом обломочные калишпаты превращаем в глинистый минерал с высвобождением в иловый раствор катионов К" и кремнезема. Последовательность гидролитического разложения ортоклаза. Очевидно, что главными агентами влияния на перечисленные процессы служат вода совместно с потребляющим ее живым органическим веществом (ОВ). Без участия последнего и при невысоких значениях экзогенных P-T параметров роль чистой воды в качестве растворителя минералов и концентратора минеральных солей была бы весьма скромной. Однако эти функции воды существенно активизируются за счет живущих там бактерий и других организмов, в особенности за счет растворенных в воле продуктов их жизнедеятельности. Таким образом, природа создает естественные реактивы, которые способствуют заметному понижению рН, понижению или повышению Eh, и тем самым существенно ускоряют темпы химического разрушения и преобразования горных пород зоны гипергенеза. Собственно мобилизация вещества осуществляется в подзоне выветривания. Там, помимо отмеченного бактериального фактора, начиная с девонского периода огромное влияние на химические процессы оказывает жизнедеятельность зеленых растений. Внешне их роль может показаться малозаметной, а на самом деле она грандиозна. Однако гораздо большие масштабы в приповерхностной области гипергенеза имеют еще два взаимодополняющие процесса растительной жизнедеятельности: генерация органического вещества (OB) путем фотосинтеза и разложение (минерализация) OB. Основное значение в качестве минерализаторов имеют микроорганизмы. В I см3 почвы или подземной воды находится несколько миллионов бактерий — клетчатковых, десульфурнруюших, денитрифицирующих, окисляющих метан, водород, фенол, нафталин и др. Они разлагают мертвые тела растений и животных, минерализуют их до CO2, H2O, NH3 и минеральных солей; там же образуется гумус — сложное высокомолекулярное органическое вешество. При разложении растительных остатков освобождаются также SiO2, Fe2O3, Al2O3, которые, могут вступать во взаимодействие, образуя вторичные глинистые минералы. Всем этим мобилизуемым в зоне гипергенеза компонентам предстоит активно участвовать в процессах седиментогенеза. Мобилизуемые вещества представлены в трех фазах: 1) твердая (остаточные и новообразованные минеральные агрегаты и OB); 2) жидкая (истинные и коллоидные растворы); 3) газообразная (частично растворена, но в большинстве своем улетучивается в атмосферу и тем самым исключается из осадочного процесса). Здесь еще раз следует обратить внимание на то, что выветривание — это процессы не только разрушительные, но отчасти и созидательные. Конечный результат поверхностного гипергенеза — это прежде всего коры выветривания. Это вновь возникшие образования. Изучение современной и ископаемых кор выветривания позволило Н.М.Страхову различать в этой стадии четыре последовательных этапа: 1) преобладание механического разрушения с образованием щебенисто-дресвянистых продуктов; химическое разложение выражено слабо: 2) химическое разложение резко усиливается и совершается преимущественно в щелочных условиях; это гидратация и выщелачивание силикатов с образованием гидрослюд и гидрохлоритов; 3) химическое разложение протекает преимущественно в нейтральных и кислых условиях среды; это окисление и гидролиз силикатов с образованием нонтронит-монт-мориллонитовых и каолинитовых минералов; 4) завершение химического разложения, полное окисление и гидролиз с образованием охр, железняков и латеритов. Гипергенная мобилизация имеет весьма многообразные формы проявления в зависимости от определяющего влияния на ее процессы двух главнейших факторов — климата и тектонического режима. Первый объясняет обилие либо недостаточность влаги, высокие либо низкие среднегодовые температуры, а от этого напрямую зависит интенсивность жизнедеятельности. А вода в совокупности с живым и мертвым OB служит главнейшим стимулятором гипергенного изменения породного субстрата. Следовательно, от климата зависит в первую очередь степень измененности выветриваемых пород, которые в одних случаях могут быть затронуты выветриванием слегка, а в иных — переработаны до неузнаваемости. Первый случай относится к областям господства двух видов климата: ледового (нивалыюго) и аридного. Гораздо интенсивнее выветривание проявляется при климате гумидном (осадки преобладают над испарением). Вместе с климатом на интенсивность и характер мобилизации вещества оказывает сильное влияние тектонический режим, от которого зависит рельеф ландшафта. При вялом режиме усиленно осуществляется денудация и местность превращается в стабильный пенеплен, на котором агенты выветривания перестают проникать на большие глубины. При активной же тектонике происходит горообразование. Горы растут быстро, и мощные коры выветривания просто не успевают формироваться на их вершинах, а по склонам гор перемешается вниз относительно «свежий» обломочный материал, вступивший в начальную фазу надстадии седиментогенеза. Мобилизация осадочного вещества реализуется наиболее полно при условиях, когда удачно сочетаются способствующий ей климат и такие скорости тектонического воздымания, которые близки к темпам развития биохемогенных процессов гипергенеза в пределах постоянно денудируемой холмистой суши. Этими условиями обеспечивается неуклонное длительное пополнение резерва веществ (твердых, жидких и газообразных), потребных для седиментогенеза. Грандиозность масштабов гипергенных процессов и их вездесущность несколько заслонили собой иные (не гипергенные) источники вещественной мобилизации. К ним относится, во-первых, исключительно биогенная мобилизация: в торфяниках и карбонатных рифовых постройках. Во-вторых, это вулканогенная и эндогенно-гидротермальная формы мобилизации веществ. Последние практически не зависят от климатических факторов, обусловлены в основном тектоническими процессами. Завершая краткий обзор процессов и обстановок трех разновидностей мобилизации веществ — гипергенной, биогенной и вулканогенно-гидротермальной, обратим внимание на то, что в некоторых учебниках приоритет отдан только первой из них и описание стадийности осадочного процесса начинается разделом «Гипсргенез». Однако гипергенезом не исчерпывается многообразие природных председиментационных процессов. Они в современном их проявлении легкодоступны наблюдению исследователя. 7) Основные типы бассейнов седиментации Седиментационным бассейном именуется участок земной поверхности, включающий как территорию конечного осадконакопления, так и окружавшие ее плошали мобилизации и транспортировки вещества. В основу большинства существующих в геологической литературе классификаций оса дочных бассейнов положен тектонический принцип, так как именно он в интегральном виде определяет не только главные структурные особенности конкретного бассейна, но и характер ого выполнения. Появление концепции тектоники плит оказало революционизирующее влияние на раз витие не только тектоники, но и большинства других разделов геологической науки, в том числе и тех, которые связаны с изучением процессов формирования и размещения различ ных полезных ископаемых, включая и залежи УВ. В рамках концепции плейттектоники крупные осадочные бассейны рассматриваются как результат раздвижения блоков земной коры и формирования депрессий, являющихся ареной мор ской седиментации. При ограниченном масштабе раздвижения и образуются грабеновые бассей ны, такие как Припятский, Днепровско-Донецкий, Рейнский, Суэцкий, Красного моря. Б.А. Соколовым предложена эволюционно-тектоническая классификация осадочных бассейнов. Всего в рамках данной классификации выделено три главных типа бассей нов: платформенные, гео синклинально-складчатые и океанские. Платформенный тип образован двумя эволюционно-генетическими рядами осадочных бас сейнов: внутриплатформенным и окраинно-платформенным. Первый включает классы: рифтовый, синеклизный и платформенно-орогенный, второй - окраинио-рифтовый, перикратонный, периконтинентально-платформенный, складчато-платформенный и наложенно-синеклизный. На званные классы отвечают основным этапам формирования осадочного чехла в пределах плат форм. Для бассейнов платформенного типа характерны длительность существования и унаследованность развития бассейнов поздних классов от бассейнов более ранних классов, что приводит к усложнению их строения и увеличению диапазона нефтегазоносности. Бассейны платформенного типа, в зависимости от геотектонического положения, подразде ляются на внутри- и окраинно-платформенный подтипы, каждый из которых включает ряд клас сов, отвечающих трем основным стадиям существования платформенных бассейнов. Внутриплат форменным бассейнам ранней стадии отвечает класс рифтовых бассейнов, средней - бассейнов синеклиз, возникающих над рифтовыми структурами, а поздней - класс платформенно-ороген ный. Переход конкретного бассейна из одного класса в другой является результатом эволюции данного участка земной коры и сопровождается определенной перестройкой условий, определя ющих его нефтегазоносность. Окраинно-платформенные осадочные бассейны, занимающие промежуточное положение между платформенными и геосинклинально-складчатыми, располагаются в краевых, пери ферийных частях платформ, на сочленении с океанскими и геосинклинальными структура ми. Их формирование во многом протекает под влиянием этих подвижных областей. Ранней стадии существования окраинно-платформенных бассейнов отвечают бассейны окраинно- рифтового класса, располагающиеся в краевой части континентов. В зависимости от характе ра погружения, началу средней стадии развития отвечают или перикратонные бассейны, или периконтинентально-платформенные. Первые являются обширными областями прогибания, втянутыми в погружение геосинклинальными прогибами, а вторые представляют собой срав нительно узкие зоны, расположенные на стыке кратона и океана. Краевые части этих бассей нов могут располагаться и вне пределов платформы. Конец средней стадии находит отраже ние в формировании складчато-платформенных бассейнов. Этот класс бассейнов своим появ лением обязан смене прогибания воздыманием в пределах геосинклинального прогиба, а так же возникновением складчатого горного сооружения и сопряженного с ним краевого проги ба. По представлениям Б.А. Соколова [5], складчато-платформенные бассейны возникают обычно на месте перикратонных погружений. На поздней стадии формируются обширные наложенные синеклизы, отвечающие новому, целиком платформенному этапу погружения региона. По мере усложнения строения бассейнов данного подтипа, увеличения их мощнос ти, нефтеносность отложений ранних стадий уменьшается, а поздних - увеличивается. Геосинклинально-складчатый тип осадочных бассейнов образован одним эволюционно-ге нетическим рядом, включающим классы периокеанский, внутрискладчатый, межгорный и наложенно-рифтовый. Первые два класса могут быть объединены в геосинклинально-складчатый под тип бассейнов, два последних - в орогенный. Выделенные классы отвечают основным этапам формирования геосинклинально-орогенных поясов. В целом для бассейнов этого типа характерна относительная краткость существования и отсутствие унаслсдованности в развитии. Геосинклильно-складчатые бассейны представлены преимущественно разновидностями, находящимися в настоящее время на стадии активного развития. Геосинклинальный подтип бассейнов развива ется на коре океанского и субокеанского типов, складчатый - обычно на континентальной. Геосинклинально-складчатый тип бассейнов на ранней стадии существования представлен периоке анскими бассейнами или бассейнами островных дуг. По их положению различаются бассейны фронтальнодуговые, внутридуговые и тыловодуговые. Океанский тип бассейнов в классификации Б. А. Соколова [5] представлен одним подтипом микрократонным, связанным с изометрическими, обычно погруженными блоками континен тального строения, располагающимися во внутренних частях океанской структуры. Бассейны этого типа группируются в два класса: внутри- и межблоковый. В целом все классификации осадочных бассейнов могут быть подразделены на следующие rрупные группы: 1) собственно геодинамические; 2) региональные; 3) специализированные; 4) морфологические; 5) историко-геодинамические. В классификациях первой группы объектами классификации являются современные бассейны, жестко встроенные в современные геодинами ческие схемы. В региональных классификациях рассматриваются палеобассейны, принадлежащие тем или иным территориям, регионам, континентам и пр. Классификации третьей группы основной акцент на какой-то определенный признак, например рудоносность осадочного выполнения бас сейнов (классификации нефтегазоносных, соленосных, угленосных и др. бассейнов), но на фоне геодинамических реконструкций или в связи с ними. В морфологических классификациях геодина- мические характеристики бассейнов и их осадочного выполнения не играют решающей роли; на первый план здесь выходят размер и форма бассейнов. Наконец, в классификациях историко-геоди намических основной акцент делается на системы осадконакопления, специфические для разнотипных «стыковочных» зон, где наблюдается переход разновозрастных осадочных бассейнов в современные седиментационные депрессии океана». Поскольку в большинстве случаев интерпретация условий формирования древних осадоч ных последовательностей опирается на аналогию с современными осадками, следует, по возмож ности четко, различать «древние» и «современные» осадочные бассейны. Термин «современные», вслед за авторами работы [3], мы используем для тех осадочных последовательностей и бассей нов, которые в настоящее время находятся в тектонической обстановке, сходной с той, в какой они сформировались (например, юрские океанические образования современного Тихого океа на). «Древними» мы называем осадочные последовательности и бассейны, которые сейчас пре бывают в тектонической обстановке, отличающейся от обстановки их образования (например, третичные морские породы Гималаев). 8) Основные стадии образования осадочных пород Формирование осадочных пород представляет собой сложный и длительный процесс, связанный с экзогенными процессами. В образовании осадочных пород можно выделить следующие стадии: 1) образование исходного осадочного материала; 2) перенос осадочного материала; 3) накопление осадка (седиментогенез); 4) преобразование осадка в осадочную породу (диагенез); 5) изменение осадочной породы до начала метаморфизма или начала выветривания (катагенез). Процесс формирование осадочной породы, начиная от образовании исходного материала и кончая превращением осадка в породу, носит название литогенеза, что означает «рождение породы». Огромный вклад в познание этого процесса внесли советские ученые Н.М. Страхов, Л.В. Пустовалов, Г.Ф. Крашенинников, Н.Б. Вассоевич, Н.В. Логвиненко, Т.А Лапинская и многие другие. Исходным материалом для формирования осадочных пород являются продукты разрушения магматических, метаморфических и ранее образовавшихся осадочных пород на поверхности Земли. Разрушение горных пород и входящих в их состав минералов осуществляется в результате экзогенных процессов, рассмотренных в предыдущих главах. Основная масса продуктов разрушения образуется в результате выветривания; затем эти продукты под действием поверхностных вод и в меньшей степени ледников и ветра переносятся к областям седиментации. Весь этот материал, находящийся на стадии переноса, при соответствующих условиях рельефа и геохимической обстановки может перейти в осадок. При этом начинается третья стадия образования породы- седиментогенез, или накопление осадка. Осаждение частиц может быть временным, когда частицы вновь подхватываются движением среды, и окончательным, когда происходит накопление осадка, т.е. постоянное закрепление частиц на дне. Подавляющая масса осадков накапливается в конечных водоемах стока- озерах и главным образом морях. Такие осадки называют субаквальными. В отличие от них осадки, накапливаемые на суше, вне водной среды, называют субаэральными. В конечных водоемах стока в зависимости от характера поступающего материала, а также от его гидродинамического и гидрохимического режимов формируются осадки трех типов: обломочные, органогенные и хемогенные. Характерно, что породы биогенного происхождения встречаются только в толщах субаквальных отложений. Субаэральные отложения обычно представлены только обломочными и хемогенными образованиями, отличными по своим свойствам от тех же разностей, сформировавшихся в субаквальных условиях. На стадии седиментогенеза закладываются такие важнейшие черты осадка, как его минеральный состав, размер и форма слагающих его частиц, слоистость и т.п., которые затем наследуются породой. Следующим этапом формирования породы является стадия диагенеза, которая завершает этот процесс. Диагенез- совокупность процессов, преобразующих осадок в осадочную породу. Свежесформированные осадки обычно образуют рыхлые, сильно обводненные слои, насыщенные разнообразными химически активными соединениями. Кроме минеральных веществ в осадке присутствует органическое вещество в виде остатков отмерших организмов и живое бактериальное население. В целом для такого осадка характерно отсутствие физико-химического равновесия между слагающими его твердыми, жидкими и газообразными компонентами. Неравномерность осадка как физико-химической системы является основным фактором диагенеза и основной причиной протекающих в осадке процессов. Прежде всего в осадке происходит поглощение свободного кислорода в результате жизнедеятельности бактерий и разложения органического вещества. После этого начинается редукция гидроокислов Mg, C и сульфатов. Одновременно некоторые минералы, находящиеся в твердой фазе, такие, например, как CaCO3, MgCO3, SiO2, постепенно растворяются, достигая стадии насыщенных растворов. При этом состав вод, насыщающих осадок, первоначально не отличающийся от состава вод бассейна седиментации, резко меняется. Они обогащаются такими газами, как CO2, H2S, CH4, теряют кислород и сульфаты, резко повышают свой щелочной резерв. Изменение состава вод, насыщающих осадок, дает толчком двум новым процессам. Первый процесс состоит в установлении физико-химического взаимодействия между водами осадка и бассейна. Из осадка в надонные воды бассейна уходят CO2, H2S, CH4, и другие соединения, из надонных вод в воды осадка поступают O2, сульфат-ион SO4 и связанные с ним Ca и Mg. В результате некоторые компоненты, такие, например, как S и Mg, накапливаются в осадке в количествах, гораздо больших отложенных первоначально. Все это приводит к дальнейшему изменению состава и концентрации вод осадка. Второй процесс идет непосредственно в осадке и заключается в образовании аутигенных диагенетических минералов. Сочетания некоторых ионов, находящихся в водах осадка, в конечном счете достигают стадии насыщения раствора тем или иным веществом, которое и выделяется в твердую фазу, образуя минералы. Таким образом, за счет исходных реакционноспособных веществ путем их растворения и накопления в растворе образуются новые комбинации ионов, выделяющихся в твердую фазу в виде новых, диагенетических минералов. Вновь образованные минералы отличаются от исходных устойчивостью в среде данного осадка. Образованием аутигенных минералов не исчерпывается весь объем диагенетических преобразований. Пестрота физико-химической обстановки в осадке приводит к тому, что дигенетические минералы, вначале распределенные в осадке более или менее равномерно, начинают перераспределяться. Часть их концентрируется в одних участках породы, а часть-в других. При этом образуются пятна, линзы, конкреции и пластообразные стяжения диагенетических минералов. В процессе диагенетического перераспределения происходит выравнивание геохимической обстановки во всем объеме осадка. Так, в ходе сложной серии взаимосвязанных процессов исходная, химически не уравновешенная система осадка перестраивается и превращается в систему, внутренне уравновешенную, - осадок становится породой. Одновременно с названными физико-химическими процессами происходит уплотнение осадка и отжатие избытка насыщающих его вод. Уплотнение осадка происходит под действием нагрузки прекрывающих его новых порций осадка, а также в результате образования диагенетических минералов, которые цементируют отдельные частицы. На стадии диагенеза уплотнения сильнее всего проявляется в кремнистых и карбонатных осадках, которые подвергаются полному окаменению. В гораздо меньшей степени оно присуще глинястым, алевритовым и песчаным осадкам, где окаменения происходит лишь на отдельных участках в результате образования диагенетических минералов в виде отдельных зерен, стяжений. К концу стадий диагенеза осадочная порода представляет собой более или менее уплотненный слой, отдельные компоненты которого достигли между собой полного физико-химического равновесия. Стадией диагенеза заканчивается процесс формирования осадочной породы. Она продолжает существовать в земной коре до тех пор, пока находится в термодинамических условиях, характерных для верхних горизонтов коры, в глубинных зонах осадочная порода подвергается метаморфизму, а на поверхности, в зоне аэрации, выветриванию. Однако и в верхних горизонтах коры при сохранении термодинамических условий осадочная порода не остается неизменной. Наступает стадия катагенеза. На этой стадии породы подвергаются различным изменениям, однако в основных чертах сохраняют свое строение и минеральный состав. Катагенез- совокупность процессов, изменяющих осадочную породу в период ее существования до начала метаморфизма или выветривания. В отличие от диагенетических процессов, обусловленных внутренней неуравновешенностью осадка, причиной катагенеза является отсутствие равновесия между породой и средой, в которую она попадет в результате прогибания или подъема участков земной коры. Основными факторами катагенеза являются температура, давлении и воздействие подземных вод. Рост давления проявляется в уплотнении и обезвоживании пород. Уплотнение на стадии катагенеза в отличие от диагенетического носит региональный характер. Оно происходит под действием геостатического давления, которое возрастает с увеличением глубины залегания пород. Под действием давления происходит сближение частиц породы, их взаимоприспособление, образование более плотной упаковки. В результате сокращается первоначальный объем порового пространства пород. Это приводит к отжатию содержащихся в породе вод, которые мигрируют в вертикальном или горизонтальном направлении. Подземные воды в процессе взаимодействия с породами осуществляют привнос и вынос вещества в пределах пласта. С погружением на глубину закономерно изменяются солевой состав и общая минерализация подземных вод. Изменение геохимической устойчивости, их растворению и выносу подземными водами. Другие минералы в изменившихся условиях, напротив, приобретают устойчивость и получают возможность выделиться в твердую фазу. Совместным влиянием давления, температуры и подземных вод обусловлены также процессы перекристаллизации на стадии катагенеза. В результате перекристаллизации размер слагающих пород кристаллических зерен увеличивается, сокращается количество межзерновых контактов, что ведет к дальнейшему уплотнению породы. В условиях восходящих тектонических движений основным фактором катагенеза является воздействие подземных вод. При подъеме территории появляются дополнительные области разгрузки, в связи с чем усиливается привнос и вынос вещества в пластах осадочных пород. |