Палеоциклы (ритмы) седиментогенеза




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Палеоциклы (ритмы) седиментогенеза

Палеоциклы (ритмы) седиментогенеза

05.09.2017


К развитию земной коры, вероятно, нельзя строго применять понятия циклов и ритмов, так как ни в проявлении тектонических процессов, ни в развитии биосферы и осадочной оболочки не имеют места однозначно и замкнуто повторяющиеся процессы и явления, характерные для этих понятий.
В то же время палеогеографическое развитие земной коры в той или иной мере отражает ее циклическое (ритмическое) развитие (повторность проявления событий). Оно выражается в большей или меньшей глобальной активности тектонических процессов, в колебании климатического режима, в развитии растительного и животного мира и др. При этом происходит усиление одних геологических и физико-географических процессов и ослабление других, что накладывает специфический отпечаток на динамику осадкообразования, строение осадочной толщи и ее состав. Чередование в разрезе фаций и формаций отражает наличие циклов и ритмов, взаимосвязь между осадкообразованием и геологическим развитием земной коры. Наиболее отчетливо циклическое развитие осадочных процессов проявляется в смене теплых и холодных эпох (ледниковые и межледниковые отложения), в аридизации и увлажнении территории, поднятиями и опусканиями земной коры. Циклическое развитие отражается в интенсивности процессов угленакопления, образовании соленосных фаций и формаций, латеритов, бокситов, известняков и доломитов, осадочных железных руд и т. д.
Разную трактовку многих вопросов периодичности циклов и ритмов в развитии земной коры и ландшафтной оболочки можно найти в работах А.И. Воейкова, А.Н. Maxapoвича, Л.С. Берга, Ч. Брукса, Л.Б. Личкова, Л.Б. Рухина, К.К. Маркова, Н.М. Страхова, в сб. «Ритмы и цикличность в природе», в работе П. Даффа, А. Халлама и Э. Уолтона.
Здесь затрагиваются лишь некоторые вопросы, относящиеся к цикличности развития осадочной оболочки земной коры.
Тектоническая причинность цикличности осадконакопления. В истории Земли мощные тектонические процессы не раз проявлялись в складчатых и подвижных зонах и сопровождались крупными изменениями в рельефе земной поверхности и в очертаниях материков и океанов. Считают, что ряд эпох складчатости и горообразования характерен для архея и протерозоя; конца протерозоя начала кембрия (байкальская или рифейская). В нижнепалеозойское время (конец силура) проявлялась каледонская складчатость, начиная с девона и до перми включительно — герцинская (варисская), в триасе и юре -киммерийская, в меловое время и в кайнозое — альпийская складчатость и позднекайнозойская (тихоокеанская). В многих случаях тектонические движения повторялись неоднократно в одних и тех же местах. Общей тенденцией тектонического развития земной коры является сокращение геосинклинальных площадей и увеличение платформенных, сужение областей тектонической активности и магматизма, закономерное изменение состава осадков. Горные системы являются как бы переходным звеном между ними.
Каждая эпоха тектонической активности несет в себе специфические геохимические черты: т. е. условия и способы обогащения осадочной оболочки химическими элементами и биогенным веществом. В орогенические фазы господствует поступление в осадочную оболочку глубинных элементов, широко образуются обломочные и осадочно-эффузивные туфогенные породы; в зонах активного движения земной коры и горообразования развито гравитационное перемещение обломочных масс, слабо осуществляется осадочная дифференциация и химические процессы седиментации. В фазу тектонического покоя усиливается роль химической денудации и дифференциации вещества на земной поверхности, возрастает роль биогенного вещества в осадочных процессах.
Считают, что примерно с протерозоя в земной коре во все периоды существовали платформы и геосинклинальные системы как основные тектонические формы. Первые из них устойчивые, малоподвижные стабильные участки земной коры; для их строения характерно наличие двух структурных этажей — складчатого фундамента и платформенного чехла. В последнем преобладают осадочные породы с широким развитием кор выветривания.
В условиях платформ и щитов палеогеографические и палеогеохимические особенности седиментогенеза существенно определялись высотой и формой поверхности, географической широтой, процессами выветривания, растительным покровом. Осадконакопление здесь протекало в господствующих условиях пологого рельефа, в озерных котловинах, заболоченных впадинах, дельтах и прибрежных равнинах. Формации и фации горных пород платформ характеризуются большей однородностью состава, широким распространением обломочных и органических пород. На платформах широко известны континентальные отложения соленосных пород лагун, засоленных впадин и замкнутых водоемов. Характерны фации и формации пустынь и полупустынь. Весьма важными показателями континентального характера седиментогенеза являются остаточные коры выветривания, ледниковые отложения для областей древнего оледенения; отложения погребенных долин, ископаемые угли и горючие сланцы, мощные отложения подножий и др. Продолжением материковых структур является пространство шельфа. Рельеф шельфа в одних случаях представлен затопленными складчатыми структурами прилегающих островов и материка (Баренцово и Красное моря), в других — долинами затопленных рек и моренными отложениями ледников. Кристаллический фундамент здесь часто находится на небольших глубинах. Под покровом современных осадков разной мощности широко развита гранитная оболочка, погружающаяся и совершенно исчезающая по мере продвижения к материковому склону и глубоководному ложу океанов. Материковые склоны, примыкающие к платформенным областям, чаще имеют глыбовое строение. В геосинклинальных областях материковый склон в большинстве случаев представлен многочисленными подводными каньонами и горными хребтами. Часто на поверхности склона выделяются круто падающие обрывы. У берегов Северной Америки, в Атлантическом и Тихом океанах вдоль основания склона протягиваются понижения (желоба), заполненные рыхлыми морскими осадками разной мощности.
Поднятия и погружения земной поверхности, сопровождающиеся изменениями береговой линии, базиса эрозии и областей сноса и накопления, нарушают циклы и ритмы осадконакопления, мощность и однотипность фаций, их протяженность и размеры. Накладываются друг на друга осадочные процессы разного режима, что отражается на строении и составе формаций и фаций осадочных отложений. При постепенном погружении наблюдается большая унаследованность в геоклиматических типах осадконакопления, чем при поднятии территории. В последнем случае более активно действуют процессы эрозии и размыва, ведущие к разрушению ранее образовавшихся фаций и образованию новых. Широко формируются осадки, связанные с аккумулятивными продуктами выветривания.
При быстром погружении отдельных зон и блоков земной коры, сопровождающемся таким же быстрым накоплением осадков, складываются в целом благоприятные условия для образования крупных рудных поясов и месторождений.
Как отмечает Л.Б. Рухин, особенно характерны области, которые находились некоторое время в состоянии тектонического покоя и подвергались длительному выветриванию. В осадочной толще таких зон одновременно накапливаются полезные ископаемые, связанные с корой выветривания (бокситы, железные руды и др.), и месторождения угля, нефти, солей, образующиеся в зонах энергичного погружения.
Согласно Н.М. Страхову, для истории Земли, начиная с палеозоя, характерны 13 крупных трансгрессивно-регрессивных циклов седиментации: восемь палеозойских (кембрийский, ордовикский, готландский, девонский, нижне- и среднекаменноугольный, нижне- и верхнепермский); три мезозойских (триасовый, юрский, меловой), два кайнозойских (рис. 42).

Каждый цикл характеризуется собственной спецификой осадконакопления и типами хемогенных и биогенных пород.
Очевидно, что глубокое изучение тектонических циклов седиментации и их отражение в сруктуре и строении осадочной оболочки представляет большой научный и практический интерес.
Климатическая причинность цикличности осадкообразования. В настоящее время вопрос о колебаниях климатического режима в геологической истории развития Земли уже не является проблемным. Известны суточная, сезонная (годичная) и многолетняя периодичность. В числе последней установлены циклы и такой продолжительности, как 21 000, 41 000, 97 000, и более длительные. Предполагают, что крупные циклы влияют на земной климат в сторону повышения или понижения температуры и влажности, изменения динамики атмосферных процессов и др. Недостаточно ясными пока являются вопросы, относящиеся к механизму взаимосвязи между космическими и земными процессами, именно, каким образом колебания солнечного излучения влияют на перестройку климата Земли, какую роль при этом играет интенсивность ультрафиолетового излучения. Высказываются сомнения относительно связи между образованием ряда литологических разностей осадочных отложений и климатической цикличностью. Как указывают авторы книги «Цикличность осадконакопления», существует достаточно механизмов, подходящих для объяснения большинства типов циклического осадконакопления и не имеющих ничего общего с непосредственным влиянием климата. По их мнению, такие типы циклов, как, например, тонкое переслаивание глины и тонкозернистого известняка, возможно, имеют диагенетическое происхождение. Эти авторы признают также важность седиментационного контроля.
В нашу задачу не входит детальное рассмотрение этих вопросов.
В настоящее время установлено, что на протяжении всей истории развития Земли чередуются теплые и холодные климаты.
Важной чертой климата в течение теплых периодов являлись: 1) неледяной характер полярных зон, значительная влажность атмосферы вследствие приноса сюда теплого воздуха приэкваториальных зон; 2) более широкое распространение экваториально-тропических и субтропических зон, которые сдвигались далеко в высокие широты; 3) сравнительно ограниченное распространение пустынь и степей.
Теплые климаты различаются по наличию в осадочных толщах углей, известняков, железных, бокситовых и марганцевых руд, каолиновых глин и остаточной коры выветривания.
Для влажного тропического климата характерны древовидные папоротники, огромные размеры деревьев, их густая широколиственная крона, отсутствие в древесине годичных колец и ряд других черт; фаунистические признаки — коралловые постройки.
В теплые засушливые (ксеротермические) климаты происходит отложение первичных доломитов, гипсов, каменной и калийной солей, накопление в осадочных породах минералов флюорита и целестина.
Для холодных периодов характерны низкие средние температуры поверхности Земли, более резко выраженный температурный градиент между полюсами и экватором, наличие всех известных нам климатических зон, включая полярноледниковые, резко выраженные границы между отдельными зонами и провинциями. Резко выражены индивидуальные особенности климата отдельных зон, ослаблен отток тепла из экваториальной зоны в полярные. В холодные периоды происходило сужение умеренных и приэкваториальных зон; все зоны смещаются к экватору. Холодные климаты устанавливаются по моренным отложениям, смене теплолюбивых растений и животных холодолюбивыми и др.

В настоящее время установлено несколько холодных (ледниковых) периодов (рис. 43). Первый из них относится к докембрию — началу протерозоя. Признаки его обнаружены в Антарктике, Гренландии, Северной Америке (в районе Великих озер), в Австралии, менее достоверные — в Индии, Южной Америке. На территории США они сохранились в виде мощных (160—180 м) ледниковых отложений (тиллитов), полированных и штрихованных валунов, полированного ложа тиллитов с ледниковыми шрамами. В настоящее время выделяется среднерифейское оледенение, изученное в Сибири Крупным холодным периодом отличается верхний протерозой — вендское оледенение северного полушария. В палеозое оледенение падает на карбон — начало перми, в течение которого в Южной Америке (Аргентина, Южная Бразилия), Южной Африке, на Мадагаскаре, в Индии, Восточной Австралии и Тасмании существовало обширное материковое оледенение.
Особый интерес представляет образование четвертичного оледенения главным образом в северных и средних широтах северного полушария, Антарктиде и горных районах Азии, Америки, Африки и других континентов. Оно приурочено к северной части Атлантического и Северного Ледовитого океанов, его интенсивность уменьшается к западу и востоку. Огромные ледники то покрывали северные части Европы, Азии и Америки, то отступали, резко сокращаясь в размерах.
Изменение климатических различий и господство влажных теплых климатов приписывается эпохам обширных океанических трансгрессий (нижнекарбоновая, средневерхнеюрская, верхнемеловая). Обострение климатических различий и резкое расширение зон холодных и засушливых климатов объясняется поднятием территории, горообразовательными процессами и регрессиями.
Для четвертичного периода характерны различные климатические зоны, а следовательно, и различные климатические условия- экваториальная и субэкваториальная, тропическая и субтропическая, умеренных широт, субарктическая (субантарктическая) и арктическая (антарктическая). В ледниковые эпохи значительно расширились арктические и субарктические зоны за счет «вторжения» в умеренную, которая значительно продвигалась в пределы субтропической зоны. Происходило резкое изменение климатических условий природных зон: климатические условия умеренных зон сменялись гляциальными, ксеротермические — влажными (плювиальными), субтропические — холодными степями и широколиственными лесами и т. д. Исключительно большие изменения в природе происходили в областях древнего оледенения и в перигляциальной зоне последних, а также в ксеротермических областях Средиземноморья и Северной Африки, где ксеротермические периоды сменялись плювиальными и наоборот.
Все это наложило специфический отпечаток на геохимические особенности формирования ландшафтов, на вещественный состав минерального вещества и природных вод, на участие химических элементов в развитии биоценозов и экосистем, на химическую структуру биомассы живых организмов планеты и т.п.