Понятие о типах литогенеза

· Под типами литогенеза понимается сочетание основных факторов и процессов литогенеза, определяемых особенностями климатических зон на поверхности Земли и спецификой этих процессов в районах деятельности вулканов и на дне океанов.Выделяются следующие основные типы литогенеза- гумидный,- ледовый (нивальный),- аридный,- вулканогенно-осадочный,- океанский.

Гумидный литогенез

· Гумидный литогенез характерен для участков земной поверхности с влажным климатом.Главной чертой данного типа литогенеза является существование достаточных количеств воды в жидкой фазе.В зависимости от широтных условий и климатических особенностей выделяют следующие его разновидности: тропический, субтропический, умеренный и холодный. Поэтому в пределах зоны гумидного литогенеза отмечается большое разнообразие условий и процессов осадконакопления и породообразования. Например, в тропических и субтропических зонах широко распространены латериты, бокситы, каустобиолиты, карбонаты, фосфориты, а в холодных преобладают обломочные осадки и породы.Для гумидных обстановок характерно одинаково интенсивное развитие процессов физического и химического выветривания. В этой зоне развиты мощные коры выветривания. Среди осадков наиболее распространены обломочные речные отложения, в их минеральном составе много кварца и полевых шпатов. Среди осадочных пород, образующихся в условиях гумидного литогенеза, характерны карбонатные, фосфатные, железистые, алюминиевые, марганцевые, глинистые и обломочные породы, а также каустобиолиты. Важнейшими полезными ископаемыми гумидного типа литогенеза являются руды железа, алюминия, марганца химического происхождения, россыпные месторождения золота, платины, алмазов, титано-циркониевых минералов, фосфориты, каменные угли, нефть и др.

Ледовый литогенез

· Ледовый тип литогенеза представляет собой осадконакопление и породообразование на участках континентов, покрытых вечным льдом. Это зоны высоких широт, самой большой из них является Антарктида, а также Гренландия, острова Северного Ледовитого океана, северная часть Канады и др. К этому же типу литогенеза относится осадконакопление в высокогорных районах, покрытых ледниками.Процессы выветривания в этих районах сводятся к т.н. морозному выветриванию, т.е. раздроблению породы на обломки той же самой породы. Минеральной дезинтеграции пород обычно не наблюдается, не говоря уже о химическом выветривании. Соответственно развиты обломочные коры выветривания. Для осадконакопления типично отсутствие процессов механи-ческой и химической дифференциации. Обычно образуются обломочные осадки смешанного состава.Самый распространенный тип пород – обломочные, причем наиболее характерным образованием здесь являются морены, сложенные валунными суглинками. Среди полезных ископаемых присутствуют только строитель-ные материалы.

Аридный литогенез

· Аридный литогенез – это осадконакопление и породооб-разование в условиях засушливого климата, где испарение существенно преобладает над выпадением атмосферных осадков. Это зоны пустынь, полу-пустынь и степей.Сухость аридных зон прежде всего сказывается на процессах выветривания, среди которых практически не проявляется влияние агентов химического выветривания. Однако физи-ческое выветривание развивается достаточно интенсивно и обычно достигает состояния минеральной дезинтеграции вещества. В полупустынных и степных зонах характерно карбонатное и гипсовое засоление почв, а в пустынных – даже хлоридное. Среди обломочных осадков наиболее распространены эоловые и пролювиальные, развиты соленакопление в лагунах и озерах, карбонатонакопление в морях. Из полезных ископаемых исчезают руды железа, алюминия и марганца, однако появляются осадочные руды меди, свинца и цинка. Руды меди приурочены к медистым песчаникам и сланцам, а руды свинца и цинка – к т.н. стратифицированным карбонатным толщам. Все эти руды формировались в прибрежных зонах морей

. Вулканогенно-осадочный литогенез

· Вулканогенно-осадочный литогенез представляет собой процесс образования особых типов осадков и осадочных пород в зонах влияния наземного и подводного вулканизма. Крупнообломочные продукты вулканической деятельности (лапилли, вулканические бомбы и др.) в большом количестве выбрасываются в атмосферу или в морские воды и переносятся ветром или водой на определенное расстояние от вулкана. Крупные глыбы могут выпадать на расстоянии до 200 м от жерла наземного вулкана, валуны – до нескольких километров, гравийные обломки – до 80 км. Столь значи-тельный перенос крупных обломков обусловлен тем, что основная их масса представлена пемзой весьма малой плотности. Тончайшая же вулканическая пыль переносится на сотни тысяч километров.При переносе от вулканов происходят процессы дифференциации вулканогенного материала не только по крупности обломков, но по форме и плотности. Поэтому минеральный состав осаждающегося из воздуха материала меняется при удалении от центра извержения. Недалеко от жерла отлагаются пироксены, амфиболы, ильменит, магнетит, гематит и другие, имеющие повышенную плотность. Более легкие частицы вулканического стекла и чешуйчатые частицы слюд выпадают дальше от жерла вулкана и на большей площади.

Роль газовой и жидкой фаз в вулканогенно-осадочном литогенезе

· Кроме твердых продуктов, вулканы выбрасывают значительное количество газообразных и жидких веществ. Их состав зависит от температуры. В высокотемпературную стадию газовыделения (500-200°С), получившую название стадии фумарол, присутствуют практи-чески все молекулы и соединения водорода, хлора, серы, угле-рода, азота, фтора. Путем возгонки из газов кристаллизуются самородная сера, галит, флюорит. Из жидкой фазы в осадок выпадают золото, кварц, магнетит, гематит, сульфиды.Последующая стадия сольфатар (200-80°С) характеризуется господством сернистыx соединений в составе газовой фазы. Из жидкой фазы кристаллизуются сульфиды, сидерит, магнезит.Заключительная низкотемпературная стадия (менее 80°С (стадия мофетт) – среди газов преобладает СО₂. При возгонке образуются кальцит, киноварь, из жидкой фазы - самородная медь и серебро, барит.

Генезис вулканогенно-осадочных образований

· Вулканические частицы осаждаются из воздуха или воды механическим путем, часть минеральных зерен кристаллизуется из газовой и жидкой фаз вулканов. Они смешиваются с частицами ранее отложенных наземных или подводных осадков и образуют тем самым вулканогенно-осадочные образования. Вулканогенно-осадочные образования являются переходными типами осадков и пород между типичными обломочными и вулканогенными аналогичными образованиями. Среди таких осадков и соответствующих им горных пород выделяются две группы.

Классификация вулканогенно-осадочных образований

Группы	Пирокласт	ики от 5 до 50%	Пирокласти	ки от 50 до 95%
	осадки	породы	осадки	породы
Вулканогенно- обломочные	Пепловые галечники	Туфоконгло-мераты	Галечные пеплы	Туффито-кон-гломераты
«	Пепловые пески	Туфопесча-ники	Песчаные пеплы	Туффито-песчаники
«	Пепловые алевриты	Туфоалев-ролиты	Алеврито-вые пеплы	Туффито-алевролиты
Вулканогенно- глинистые	Пепловые глины	Туфоглины	Глинистые пеплы	Туффито-глины
«	«	Туфоаргил-литы	«	Туффито- аргиллиты
Вулканогенно- карбонатные	Пепловые карб. илы	Туфоизве-стняки	Известко-вые пеплы	Туффито-известняки

Вещественный состав вулканогенно-осадочных образований

· Вулканогенная часть осадков представлена вулкани-ческим стеклом, обломками эффузивных пород и пирокластическими минералами (полевыми шпата-ми, пироксенами, амфиболами, магнетитом, апати-том и др.).Цементирующее вещество представлено глинистыми минералами, хлоритами, карбонатами, цеолитами.С вулканогенно-осадочными породами связаны многочисленные и разнообразные месторождения полезных ископаемых – руды железа, марганца, меди, свинца, цинка, фосфатные, кремнистые и др. Среди последних очень широко распространены яшмы и фосфориты.

Подводный вулканизм

· Подводный вулканизм столь же широко распространен, как и наземный. Его особенностями является более широкий разнос пепловых частиц, особенно в направлениях подводных течений. Дальше всех от подводных вулканов переносятся слюды и хлориты. Для морских вулканогенно-осадочных образований характерны также слоистость и присутствие органического вещества.Особой группой вулканогенно-осадочных образований являются наземно-морские, которые образовались под влиянием наземных вулканов, продукты извержения которых были перенесены в сторону океана и отложились на его дне. Размеры пепловых частиц в них обычно имеют алевритовую размерность. Нередко они осаждаются в глинистые осадки дна океанов, из-за чего гранулометрический состав наземно-морских вулканогенно-осадочных образований становится двувершинным.

Океанский литогенез

· Океанский литогенез осуществляется на значительной по площади территории дна морей и океанов. Он происходит в условиях широко варьирующих температур и давлений, солености, химического состава вод, активности водной среды, развития органического мира и т.д. Для океанского литогенеза характерны особые условия гипергенеза: преобладает химическое выветривание, постоянное присутствие щелочной морской воды, резкий недостаток кислорода, высокое давление На дне океанов и морей формируются специфические типы осадков: механические с отчетливо выраженной слоистостью; химические карбонатного, кремнистого, фосфатного, железо-марганцевого, сульфатного и хлоридного состава; биогенные кремниевого и карбонатного состава.Для океанского литогенеза характерны следующие главные особенности.

Зональность океанского литогенеза

· 1) Первой из них является отсутствие климатической зональности процессов осадконакопления и породообразования, т.е. в этом отношении океанский литогенез является азональным.

· 2) Второй важнейшей особенностью океанского литогенеза является циркум-континентальная зональность. Последняя проявляется в отчетливо выраженном своеобразии осадконакопления на участках морей и океанов, непосредственно примыкающих к континентам. Это своеобразие заключается в следующем:а) в более грубообломочном составе отлагающихся здесь осадков, б) в значительном влиянии на процесс осадконакопления речных водных потоков, которое осуществляется через систему подводных русел, в) в связи вещественного состава прибрежно-морских осадков с минералого-петрографическим составом пород побережья,г) в важной и разноплановой роли морских волн,д) в формировании на побережьях и вблизи них значительного числа месторождений полезных ископаемых (сначала прибрежно-морских россыпных, затем – хемогенных руд железа, марганца, алюминия, фосфора и др.).

Особенности образования механических осадков

· 3) Следующей особенностью океанского литогенеза является зависимость характера терригенного осадконакопления от глу-бины бассейна и удаленности от континента. С удалением от континентов прослеживается отчетливая зональность грануло-метрического состава обломочных осадков в океанах: смена гравийно-галечных прибрежно-морских осадков, песчаными на шельфе, алевритовыми – в пришельфовой зоне и глинистыми – в центральных частях океанов.4) Важнейшей особенностью океанского типа литогенеза явля-ется существование активной зоны осадконакопления, приуро-ченной к срединно-океаническим хребтам. Здесь интенсивно проявляется подводный вулканизм, развиты процессы подвод-ного выветривания, формируются т.н. металлоносные осадки, богатые Cu, Zn, Pb, Ag, Au, Fe, Mn и многими другими элемен-тами.

Специфика хемогенно-обломочного и биогенного осадконакопления

· 5) И, наконец, еще одной характерной особенностью океанского литогенеза является специфика хемогенно-обломочного осадконакопления в отдельных зонах океанов и морей. В частности, в одних зонах океана происходит образование исключительно обломочных осадков, в других – карбонатных. Главным факторам, который регулирует эти процессы, является тектоническая активность прилегающих к океану областей. Тектонически активные континенты способствуют накоплению песчано-алеврито-глинистых осадков в прилегающих океанах и морях. Наоборот, к тектонически пассивным окраинам континентов прилегают обширные по территории зоны карбонатного осадконакопления. 6) Важную роль играют также экологические условия на дне океанов, определяющие развитие определенных организмов и их жизнедеятельность и в итоге специфику биогенного осадконакопления. В одних зонах отлагаются кремниевые биогенные илы, в других – карбонатные, в третьих – фосфатные.

Диагенез на дне океана

· Диагенетические процессы в осадках морей и океанов слагаются из следующих последовательных реакций:

- поглощения организмами свободного кислорода из иловой воды осадков, в результате чего окислительная обстановка сменяется восстановительной,возникновения своеобразных аутигенных минералов (цеолитов, ферримонтмориллонита, лептохлоритов, глауконита и др.), которые образуют основу цемента будущей осадочной породы;некоторого уплотнения, которое однако значительно слабее, чем в континентальных условиях Процессы диагенеза в осадках океанов и морей происходят в основном на глубинах от 10 до 300 м.Результатом подводного диагенеза является образование довольно рыхлых осадочных пород.

Классификация осадочных пород

· Классификация осадочных пород прежде всего основана на их 1) происхождении (генезисе); 2)вещественно-химическом составе. Первым таксоном в классификации является генезис пород. По генезису осадочные породы подразделяются на три главные генетические группы: 1)обломочные, 2)хемогенные (или химические) и 3)органогенные (или биогенные). Значительная группа пород имеет смешанный генезис – хемобиогенные (опоки, трепелы, марганцевые породы и т.д.), хемогенно-обломочные (фосфориты), органогенно-обломочные (изве-стняки, доломиты).Не менее важным таксоном является вещественно-химический состав пород. По этому признаку они подразделяются, на следующие группы: 1) обломочные, 2) глинистые, 3) глиноземистые (аллиты), 4) железистые (ферриты), 5) марганцевые, 6) фосфатные, 7) кремнистые, 8) карбонатные, 9) соляные, или эвапориты, 10) каустобиолиты. Две дополнительные группы объединяют породы смешанного происхождения: вулканогенно-осадочные и природно-техногенные.

Подгруппы осадочных пород

· Следующими по важности таксонами являются подразделения осадочных пород по зонам осадконакопления и по минераль-ному составу частиц. Например, среди группы хемогенных пород могут быть выделены подгруппы: озерные, континентальные и морские. По минеральному составу обычно каждая группа, выделенная по вещественно-химическому составу, делится на две-три подгруппы.Реже применяется ряд таксонов, в которых учитываются:- текстурные особенности, в частности тип залегания породы (пластовые и конкреционные тела в кремнистых, фосфатных и других породах),- структурные особенности (так, по крупности зерен обломочные породы подразделяются на псефитовые, песчаные, алевритовые)- степень окатанности обломков (учитывается при систематике крупнообломочных пород).

Дополнительные критерии классификации

· Особенностью классификации осадочных пород является использование для разных типов пород различной иерархии подразделений. Например, основным таксоном при классификации обломочных пород является размер слагающих их частиц (т.е. структура), для кремнистых пород – генетический признак (биогенные, биохемогенные и хемогенные).Большая часть осадочных пород является не только полигенетическими, но и полиминеральными образованиями. Поэтому приходится применять терминологию, соответствующую смешанным типам пород. В частности, часто встречаются сульфатно-карбонатные, карбонатно-глинистые, углисто-карбонатные породы и т.д. Наконец, еще чаще встречаются смешанные породы, принадлежащие одной подгруппе – например, оксидно-карбонатно-силикатные железные руды.

Прочие классификации

· Отдельными учеными предложены несколько иные принципы систематики осадочных пород. Так, Л.В.Пустовалов (1940) в основу разделения пород положил теорию осадочной дифференциации вещества, распределив все породы по очередности их возникновения при процессах механической и химической дифференциации вещества. В.П.Батурин (1937) за основу систематики предложил использовать исходное вещество, из которого образуются осадочные породы. Ф.Петтиджон (1957) в качестве основы классификации использовал тектонический принцип формирования пород, выделив геотекто-нические зоны их формирования за первый уровень систематики.Наиболее удачным следует признать способ классификации, предложенный Н.М.Страховым, в котором общепризнанные группы осадочных пород привязаны к характерным типам литогенеза.В настоящее время продолжается совершенствование классификации отдельных типов осадочных пород. Однако до создания общей классификации пока еще довольно далеко, что лишний раз свидетельствует о чрезвычайной сложности их генезиса, состава и строения.

Фации осадков и осадочных пород

· Фацией называется обстановка осадконакопления, признаки которой сохраняются в осадке или осадочной породе. При характеристике фаций учитываются динамика среды осадконакопления, физико-химические условия, экология организмов, климат, ландшафт, геоморфологическое расположение зоны осадконакопления. Показателями фациальных условий осадконакопления в осадке являются 1)присутствие органических остатков, 2)состав аутигенных минералов, 3)текстура и структура осадка или породы, 4)гранулометрия отложений, 5)характер соседних фаций.Классификация фаций производится с выделением типов, групп (макрофаций) и отдельных фациальных обстановок. Прежде всего, выделяется три типа макрофаций: морские, континентальные и переходные. В пределах каждого типа выделяются группы фаций, или макрофа

Классификация макрофаций

Морские	Переходные	Континентальные
Литорали	Лагунные	Элювиальные
Сублиторали	Лагунно-заливные	Делювиальные
Мелководья	Эстуариев и лиманов	Пролювиальные
Коралловых рифов	Дельтовые	Аллювиальные
Мелководной области шельфа		Озерные
Глубоководной области шельфа		Болотные и озерно-болотные
Континентального склона (батиальные)		Ледниковые
Глубоководные абиссальные)		Флювиогляциальные
		Эоловые

Фации, субфации и микрофации

В пределах каждой макрофации существуют отдельные фации, субфации и микрофации. Наиболее широко распространенными на Земном шаре являются три группы фаций: аллювиальные, батиальные и абиссальные. Аллювиальная макрофация состоит из фаций русловой, старичной и пойменной. Русловая фация включает субфации перлювиальную, пристрежневую и прирусловой отмели. Выделяют также субфации перекатов и плесов, сильных струевых течений, заиливающихся отмелей и др Пойменная фация включает субфации прируслового вала, приречной поймы и внутренней поймы. Старичная фация имеет в своем составе субфации торфов, глин и алевритов.

Батиальная макрофация

Батиальные фации соответствуют континентальному склону океанов с глубинами от 200 до 3000 м. В виде узкой полосы они окаймляют континенты, располагаясь между шельфом и абиссальной областью. Батиальная область расположена ниже зоны действия волн. Только цунами и мутьевые потоки иногда взмучивают ее осадки. Однако поверхностные и донные течения оказывают заметное влияние на ход осадконакопления. Площадь батиальной зоны составляет 15% всей площади дна мирового океана.Для батиальной области характерны следующие типы осадков: глубоководные пески и галечники, синий ил, известковый ил, красный ил, глауконитовый ил и песок, вулканический ил. Каждый из этих типов осадков формируется в особых фациальных обстановках.Глубоководные пески и галечники отвечают зонам существования морских течений, например подводным долинам. Синий ил образуется на глубинах от 200 до 5000 м и состоит из глинистых частиц с примесью пирита, сидерита и остатков организмов. Известковый ил развит на глубинах до 3000 м, состоит на 70% из кальцита и на 30% из глины, алеврита, песка. Красный ил является результатом выноса красноцветных продуктов выветривания и лессовых частиц реками. Содержит много кальцита (до 60%), окисного железа (красного железняка) и глинистых частиц.

Палеогеография

Реконструкцией физико-географических условий осадконакопления, существовавших на Земле в геологическом прошлом, занимается наука, называемая палеогеографией. Это пограничная наука, находящаяся на стыке литологии и физической географии.Основными задачами палеогеографии являются установление для каждого интервала геологического времени:- границы между сушей и морем,- ландшафта суши и рельефа морского дна,- фаций осадконакопления,- климатических условии На более детальном уровне сследования и особенно при прогнозно-поисковых работах на полезные ископаемые выявляются древняя речная сеть, питающие провинции, пути и способы переноса обломочного материала

Палеогеографические критерии

Показателем рельефа территории геологического прошлого является прежде всего гранулометрический состав обломочных осадков. Так, грубообломочный состав аллювиальных осадков свидетельствует о горном рельефе территории, песчаный – о равнинном.

Показателями климата служат минеральный состав осадков, строение кор выветривания, распространение определенных типов осадков и организмов и т.д. Например, в условиях жаркого гумидного климата подвергаются химическому разложению при гипергенезе все железо-магнезиальные силикаты (оливин, пироксены, амфиболы, биотит), которые в результате будут отсутствовать в обломочных осадках. В строении кор выветривания будет присутствовать горизонт интенсивно химически выветрелых образований, имеющий значительную мощность. Среди характерных типов осадков зон аридного климата будут широко представлены эвапориты. Важную роль играет состав фауны и флоры.О способе переноса, дальности и путях миграции обломочного материала свидетельствуют изменение размеров зерен минералов, степени их окатанности, характер поверхности, сортировка частиц по крупности, структура осадка и др.

Формации осадочных пород

Формацией называется парагенетическое сообщество фаций, устойчивое во времени и пространстве.Главным фактором, определяющим существование определенных формаций и их изменение во времени, является геотектонический режим территории. По этому общему признаку все формации объединяются в три большие группы: геосинклинальные (подвижных, складчатых поясов), переходные и платформенные (плитные). В пределах этих групп выделяются подгруппы формаций, близких по фациальной обстановке осадконакопления. По этому признаку выделяют следующие подгруппы формаций: континентальные аридные, гумидные, нивальные; переходные лагунно-заливные и дельтовые; морские шельфовые, батиальные и абиссальные.Помимо определенных фациальных условий образования пород, для каждой формации характерны общие особенности вещественного состава, что отражается в их названиях. Например, существуют бокситовые, железисто-марганцевые и другие формации.

Классификация формаций

Геосинклинальные	Переходные	Платформенные
Глинисто-сланцевые	Угленосные	Кварцево-песчаные
Флишевые	Нефтематеринские	Глауконито-фосфоритовые
Вулканогенно-кремнистые	Молассовые	Карбонатные
Карбонатные	Красноцветные	Угленосные
Угленосные	Лагунно-соленосные
Молассовые

Угленосные формации

Угленосные формации типичны для разных тектонических режимов. В их составе присутствуют практически все типы обломочных пород. Характерной особенностью горных пород угленосной формации является присутствие органического вещества – тонкодисперсной углистой составляющей, реже битуминозного вещества. Благодаря его присутствию горные породы имеют темную окраску. Помимо обломочных пород, в составе угленосных формаций присутствуют хемогенные и органогенные осадки: известняки, доломиты, кремнистые породы, углистые породы и угли.В фациальном отношении породы угленосных формаций принадлежат в трем группам фаций: континентальным (аллювиальные, болотные, делювиальные), переходным (лагунно-заливные, дельтовые, лагунно-болотные) и морским (в основном шельфовые).Для угленосной формации характерна периодичность осадконакоп-ления, которая проявляется в закономерной смене фаций в разрезах и на площади: континентальные фации сменяются переходными, переходные морскими и т.д. Причиной периодичности являются колебательные движения земной коры, происходящие на фоне общего опускания.

Флишевые формации

Флишевые формации отличаются преобладанием в разрезах обломочных и карбонатных пород. Наибольшим распространением среди них пользуются аргиллиты, алевролиты и песчаники. Флишевые формации характеризуются закономерным чередованием различных типов пород в разрезе. Классический флиш состоит из трех типов слоев: 1) среднеобломоч-ных – песчаников, алевролитов; 2) тонкообломочных (пелитовых) с примесью карбонатов – известковых глин, известковых аргиллитов; 3) бескарбонатных пелитовых – глин, аргиллитов. В сумме все три слоя образуют ритм, имеющий мощность от нескольких сантиметров до 1,5 м.Другой особенностью формации является присутствие особых флишевых текстур – гиероглифов, фукоидов и т.д. Во флишевых толщах выделяются различные группы фаций – прибрежные, мелководные и глубоководные.Флишевые формации образуются в морских бассейнах, отделенных от открытого океана горными сооружениями, островами, отмелями. Для них необходим особый геотектонический режим – наличие мелких колебательных движений земной коры.

Молассовые формации

Молассовые формации образуются в период разрушения горных сооружений и представляют собой отложений предгорий. Среди них распространены следующие фации: делювиально-пролювиальные, коллювиальные, аллювиальные, прибрежно-морские и др. Сложены они в основном грубообломочными отложениями. Образуются в конце геотектонического цикла как продукт разрушения образовавшихся горных сооружений. Породы молассовой формации отличаются плохой сортировкой обломочного материала, пестрым минеральным составом. Широким распространением пользуются полимиктовые пески и песчаники – аркозы, граувакки и др.В строении молассовых толщ отмечается ритмичность, причем мощность отдельных ритмов составляет единицы – десятки метров. Начало ритма соответствует отложению наиболее грубого материала – галечников, гравелитов. Кверху ритма крупность обломочных зерен уменьшается вплоть до тонких пелитовых осадков. Причиной ритмичности является периодический размыв разрушаемых пород и вынос продуктов разрушения наподобие селей.

Карбонатные формации

Карбонатные формации сложены различными известняками, среди которых встречаются отдельные пачки доломитов и кремнистых пород. Своеобразной карбонатной формацией являются толщи белого писчего мела с прослоями меловых мергелей. Карбонатные формации так же, как и угленосные, образуются при различном геотектоническом режиме – от геосинклиналь-ного до платформенного. Для геосинклинальных формаций характерны рифовые известняки, для платформенных – органогенные и хемогенные известняки малой мощности (до 200 м). В переходных обстановках развит белый писчий мел и мергели.В составе карбонатных формаций выделяются фации литорали, сублиторали, мелководной части шельфа (преобладают), рифов, глубоководной части шельфа.

Кремнисто-вулканогенные формации

Кремнисто-вулканогенные формации сложены кремнистыми сланцами, яшмами и вулканогенными породами. Последние представлены спилитами, базальтами, андезитами и др. Они образуются в центральных частях геосинклиналей в эпоху наибольшего прогибания и напряженной вулканической деятельности. В фациальном отношении представляют собой глубоководные осадки.

Периодичность осадконакопления и ритмичность осадочных толщ

Периодичность осадконакопления является результатом периодической смены геологических процессов развития Земли. Ритмичность проявляется в строении осадочных толщ и является результатом периодичности осадконакопления. Таким образом, периодичность осадконакопления – это процесс, а ритмичность осадочных толщ – это его результат.Причинами периодичности осадконакопления служат следующие изменения условий седиментации:- сезонные и многолетние изменения климата;- колебательные тектонические движения;- повторяемость катастрофических событий (землетрясений, вулканической активности).В зависимости от временного интервала повторяемости условий осадконакопления выделяется периодичность разного масштаба.

Периодичность 1-го порядка

Наиболее крупный масштаб периодичности (первый порядок) соответствует интервалам в десятки и сотни миллионов лет. Такую периодичность можно усмотреть в чередовании угленосных и соленосных эпох в геологической истории Земли. Например, эпохи угленакопления существо-вали в карбоне, перми, юре, мелу, палеогене, неогене, эпохи соленакопления – в кембрии, девоне, перми, юре, мелу, неогене.

Периодичность 2-го порядка

Периодичность третьего порядка обуслов-лена многолетними изменениями климата, связанными с периодами солнечной активности. В настоящее время установлены следующие циклы солнечной активности: 11-, 22-, 35-, 70-105-, 150-160- и 200-летней продолжитель-ности. Многолетняя периодичность обнаружена в ленточных глинах и отложениях солей, которая хорошо коррелируется с циклами солнечной активности.

Периодичность 4-го порядка

Периодичность четвертого порядка обусловлена сезонными (годичными) изменениями условий осадконакопления.Примеры обусловленной этими изменениями ритмичности осадков и пород довольно многочисленны.В строении соленосных толщ наблюдается чередование слойков разного минерального состава. Так, в заливе Кара-Богаз-Гол зимой осаждаются сульфаты натрия, а летом – карбонаты магния. Это обусловлено изменением температуры воды и разной степенью растворимости этих солей.В ленточных глинах, которые отлагаются в приледниковых озерах, наблюдается чередование пар слоев: супесчаного, отложенного летом во время таяния ледника, и суглинистого, отложенного в зимний период.

Цикличность осадконакопления

Цикличность осадконакопления на Земном шаре обусловлена закономерным развитием геотектонических циклов (циклов Уилсона), каждый из которых проходит одни и те же стадии. На первой стадии наблюдается интенсивное прогибание земной коры в активных зонах (геосинклиналях), затем стадия прогибания в таких зонах сменяется подъемом, но в соседних краевых прогибах происходит значительное погружение, что приводит к их быстрому заполнению осадками большой мощности. Дальнейший подъем земной коры приводит к образованию горных сооружений. Предгорные краевые прогибы заполняются продуктами разрушения горных сооружений. На заключительной стадии цикла наблюдается размыв горного сооружения и вынос обломочного материала на прилегающие к горам территории.Всего в геологической истории Земли выделено четыре геотектонических цикла развития земной коры: байкальский, каледонский, герцинский, альпийский.

Цикличность формаций

В ходе каждого геотектонического цикла происходит закономерная смена формаций осадочных пород, которая повторяется в последующем цикле, и т.д.В складчатых зонах (геосинклиналях) отмечена следующая очередность смены формаций: глинисто-сланцевые (начало геотектонического цикла) → флишоидные → кремнисто-вулканогенные → карбонатные → флишевые → молассовые (окончание цикла).Аналогичная последовательность в зонах краевых прогибов следующая:карбонатные → угленосные → нефтеносные → красноцветные → соленосные → молассовые На платформах в начале каждого геотектонического цикла господствуют терригенные формации, в середине – карбонатные и в конце – снова терригенные. Время формирования осадков каждой формации составляет десятки миллионов лет.

Цикличность изменения минерального состава обломочных пород

Следствием цикличности осадконакопления является законо-мерная смена минерального состава обломочных пород в течение геотектонического цикла и повторяемость его во времени. В начальные этапы геотектонического цикла основными питающими породами осадочных толщ являются коры выветривания, в составе которых отсутствуют неустойчивые к агентам химического выветривания минералы (полевые шпаты, оливин, пироксены, амфиболы, биотит). Соответственно, обломочные осадки будут содержать в своем составе только устойчивые минералы (кварц, циркон, турмалин, рутил, ильменит и др.).В конце цикла, в результате размыва горных сооружений в осадки поступает в большом количестве обломочный материал первичных коренных пород (изверженных, метаморфогенных), среди которого много неустойчивых минералов.

Эволюция осадконакопления на Земном шаре

Под эволюцией осадконакопления понимается общий тренд развития условий осадочного процесса в течение геологической истории Земли. Этот тренд включает два основных элемента: 1) циклический характер осадконакопления и породообразования и 2) направленное изменение осадочного процесса в целом.Направленность изменения характера осадконакопления выражается в следующем:- в последовательном увеличении доли органических осадков в строении осадочных толщ; эта закономерность обусловлена эволюцией и усложнением органического мира на Земле;- в закономерном изменении состава органогенных осадков и пород в связи с эволюцией животного и растительного мира;- в появлении на определенном этапе глубоководных осадков, что явилось результатом резкого изменения характера геотектонических процессов развития Земли в палеозое, отвечающего концепции тектоники плит;- в последовательном усложнении минерального царства, что обусловлено изменением состава атмосферы (углекислая по составу атмосфера сменяется кислородной); в результате на поверхности Земли появляется много соединений с участием кислорода и воды;- в появлении на современном этапе техногенного фактора, который стал мощным регулятором процессов осадконакопления в голоцене В целом, эволюция осадочного процесса в ходе геологической истории Земли развивается по спирали.

Эволюция угленосных формаций

Эволюция осадконакопления наиболее наглядно проявляется при сравни-тельном изучении определенных осадочных формаций на протяжении всей геологической истории развития земной коры.Эволюция угленосных формаций. Начиная с карбона наблюдается заметная миграция угленакопления в направлении от геосинклиналей к платформам. Одновременно с этим происходит перемещение угленакопления от моря в глубь континентов. Климат эпох угленакопления изменяется от тропического к умеренному. Отчетливо прослеживается периодичность эпох угленакопления, которые наступают каждые 50-70 млн лет.Для каждой эпохи угленакопления характерны свои типы углей: - для девона – кутикуловые липтобиолиты,- для раннего карбона - споровые дюрены,- для среднего карбона - клареновые угли,- для перми - полосчатые фюзен-витреновые угли,- для позднего мела - бурые угли и лигниты.Тип угля тесно связан с эволюцией растительности на Земле: в девоне были развиты псилофитовые, в карбоне - папаротникообразные, в перми – хвойные, в мелу – хвойные и цветковые.

Эволюция кремнистых формаций

Для докембрия отмечается развитие джеспиллитовой формации, причем отложение кремнезема происходило хемогенным путем.Для палеозоя и мезозоя (до мела) характерно преобладание яшмовой формации, а отложение кремнезема происходило как хемогенным, так и биогенным путем. От мела и до ныне выделяется третий этап в развитии кремнистых отложений, в течение которого широкое распространение приобретает опоковая формация. Кремнезем отлагался в основном биогенным путем, чему способствовало массовое развитие диатомей.

Эволюция карбонатных формаций

Состав карбонатных пород на протяжении всей геологической истории закономерно и направленно изменяется следующим образом: происходит возрастание содержания кальция и уменьшение содержания магния. Таким образом, карбонатообразование в истории развития осадочной оболочки Земли эволюционировало от накопления доломитовых и кальцит-доломитовых осадков в направлении образования преимущественно кальцитовых осадков. Отсюда, среди древних карбонатных пород широко представлены доломиты и известняковые доломиты, а среди более молодых - известняки.Одной из особенностей эволюции карбонатных формаций в истории Земли является появление новых типов пород на поздних этапах развития стратисферы. Например, месторож-дения белого писчего мела установлены только в меловых отложениях, ни раньше, ни позже они не известны.

Эволюция глинистых формаций

Изменение состава глинистых пород в истории развития Земли происходит аналогично карбонатным породам. В докембрии и раннем палеозое глинистые осадки содержали повышенное количество магния. В дальнейшем содержание магния в глинах падает, а кальция – возрастает. Аналогичное изменение наблюдается в соотношении в глинах калия и натрия: с течением геологического времени в глинах содержание калия уменьшается, а натрия – увеличивается.

Обе эти закономерности обусловлены изменением минераль-ного состава глинистых пород во времени. В отложениях докембрия и нижнего палеозоя преобладают гидрослюдистые глины, верхнего палеозоя – каолинит-гидрослюдистые, с начала мезозоя – монтмориллонит-каолинит-гидрослюдистые. В отложениях верхнего мезозоя и кайнозоя все большую роль в составе глинистых толщ играют монтмориллонитовые глины

Эволюция железорудных формаций

В докембрии среди железорудных пород господствовали джеспилиты. На границе докембрия и кембрия появляются морские оолитовые шамозит-гидрогетито-вые руды. В палеозое начинают появляться гидроксид-ные озерно-болотные, т.е. континентальные, руды железа и в дальнейшем их роль посто-янно возрастает.Наконец, гидроксидные железные руды кор выветривания (гипергенные) характерны для конца мезозоя и современного периода.

Дата добавления: 2015-07-20