Породы океанического литогенеза.
1.Терригенные отложения.
Гравийно-песчано-глинистые отложения турбидитных (мутьевых) потоков. Состав обломочного материала зависит от состава пород областей питающей провинции, климата, тектоники. Эти отложения формируются у подножия континентального склона (мощность до 600 м). Глубина формирования до 4 км (глубоководные желоба).
2. Глинистые отложения.
Среди них выделяются два главных типа глин
– зеленые (серые);
- красные (красно-коричневые).
Зеленые и серые гемипелагические глины тяготеют к периферии океанов и накапливаются в восстановительных условиях. Содержат примесь алевритового, реже псаммитового и пеплового материала. Гранулометрия в сторону пелагиали уменьшается. Минеральный состав мезо-полимиктовый (гидрослюды, смектит, каолинит, хлорит). Часто состав глинистых минералов зависит от климата суши.
Красно-коричневые (эвпелагические) глины накапливаются в абиссальных зонах в окислительных условиях. Тонкодисперсные, но могут содержать незначительное количество обломочного материала (кварц, полевые шпаты) пелитовой размерности эолового происхождения. Обычно глины бескарбонатные (их накопление происходит ниже КГК), часто содаржат кремниевую органику (радиолярии), характеризуются повышенными содержаниями оксидов Fe и Mn (иногда среди них железо-марганцевые конкреции), могут до 50% состоять из цеолитов, образующихся за счет изменения тонкой базальтовой гиалокластики.
3 Карбонатные отложения
Практически всегда известковые биогенные и подразделяются на два типа:
- глубоководные пелагические;
- мелководные обломочные детритовые.
Пелагические – фораминиферовые и кокколитовые или со следами биотурбации, которые при литификации переходят в писчий мел. Обычно это чистые известняки и содержат CaCO3 до 70-95%. Можность их варьирует от первых десятков до 650 м (чаще 100-300 м). Иногда многоцветные отражающие накопления в восстановительных и окислительных обстановках (смена обстановок может объясняться изменениями положения границы КМ). Белые, розовые, коричневые – окислительная обстановка, а серые, зеленые и темно-зеленые – восстановительная.
Мелководные обломочно-детритовые известняки развиты ограниченно и формируются на внутриокеанских вулканических поднятиях. Мощность их достигает до 300 м. Страхов считает, что эти породы относятся к гумидному типу литогенеза.
4 Кремниевые отложения.
Биогенное накопление сосредоточено в трех поясах
- экваториальной (радиоляриевые илы) ниже уровня КГК,
- высокоширотные (диатомовые илы).
Экваториальные радиоляриевые илы распространены неравномерно и приурочены к абиссальным участкам, накапливаясь ниже КГК (мощность 35-200 м). Выше они сменяются кремнисто-карбонатными отложениями (формирующимися выше КГК).
Высокоширотные часто содержат глинистый материал, образуя глинисто-диатомовые илы, содержащие 65-75% диатомей.
Железо-марганцевые конкреции (ЖМК).
Формируются в пелагической области, где в абиссальных котловинах возникают обширные поля ЖМК, образующихся хемогенным путем вследствие обогащения вод гидроксидами Fe, Mn (подводные гидротермы).
В пелагических осадках содержание С орг. Обычно ниже 0,25 %, поэтому диагенетические преобразования происходят в условиях щелочной окислительной обстановки. Постседиментационные процессы весьма специфичны и не позволяют применять схему стадийности для восстановленных осадков континентального блока и даже периферии океана. Диагенез осадков на океаническом ложе ослаблен. Стадии раннего и позднего диагенеза здесь не отличимы не только одна от другой, но и от раннего катагенеза. Для пелагических осадков в связи с их постоянной и высокой водонасыщенностью процессы цементации не характерны.
Интереснейшими и практически важными среди современных осадков континентальных частей океанов являются ЖМК. Они наиболее характерны для красных глин (глубины залегания (3,5-6,5 км), встречаются в фораминиферовых илах, изредка – диатомовых, иногда в области терригенных отложений на глубинах 3-4,5 км. Размер конкреций обычно 2-5 см, достигают до 10 см. Чаще они находятся на поверхности и в верхнем слое (1-20 см) осадков (иногда до 7 м). Огромные скопления обнаружены в Тихом океане, где участки дна покрыты ими на 70-90%, значительно меньше в Атлантическом и Индийском. Для осевых частей срединно-океанических хребтов характерны рудные корки толщиной до 10 см.
Рудное вещество конкреций и корок – преимущественно рентгеноаморфные гидроксиды марганца и железа, в незначительных количествах присутствуют гидрогетит, гетит, тодорокит. Средние содержания железа – 12%, марганца – 21%, до 1 % меди, никеля, кобальта, молибдена, свинца, ваналия, галлия, серебра, стронция и др. В ялрах конкреций наблюдались обломки пород, зубы акул, уплотненные осадки.
Наибольшие концнтрации марганца, малых элементов и абсолютных масс конкреций типичны для аридных зон (Лисицын, 1981).
Конкреции формируются на дне котловин и на подводных горах. Генезис их во многих случаях.Очевидно, осаждение рудного вщества из придонной воды происходит в седиментогенезе вследствие коллоидно-химических процессов, диагенез осадков обусловливает его перераспределение и рост конкреций.
Любопытен процесс формирования конкреций: со стороны, выступающей над поверхностью раздела ил-вода, происходит рост гидрогенный рост за счет коллоидных частиц гидроксидов железа – сорбентов марганца, меди, никеля, кобальта, молиюдена, со стороны ида – диагенетическое стягивание рудного вещества – аморфных гидроксидов Fe(OH)3 Mno(OH) (Хворова, 1984). Рост очень медленный 1-3 мм/1000 лет в условиях резко окислительных (Eh=+300+500 милливольт).
Общие запасы конкреций только Тихого океана превышают 1600 млрд т, что составляет для марганца 358. а для железа 207, никеля 14, кобальта – 5,2, меди 7,9 млрд т. (Меро, 1969).
Седиментация на глобальных уровнях река-море (I)à подножье континентального склона (II)à глубоководные желоба(III)à пелагиаль океанов регулируется уровнем Мирового океана. Лисицын на протяжении мезозоя-кайнозоя отметил 4 главнейших этапа перемещения осадочного вещества на второй –третий уровни седиментации, когда уровень океана снижался на 100-200 м ниже современного: ранняя-средняя юра, поздний олигоцен-ранний миоцен, поздний миоцен, плейстоцен ( в последнем случае частые и резкие снижения уровня связываются с оледенениями).
Захват в глобальных областях лавинной седиментации 85-90% осадочного материала, поставляемого с континентов, приводит к резкому дефициту осадочного вещества в пелагиали, из чего и следуют очень низкие скорости седиментации на океанском ложе.
В пределах океанского блока наблюдаются области лавинной седиментации, относящейся к терригенному или терригенно-вулканогенному типу. Периферийная часть океанского блока, примыкающая к континентальному склону, подножье которого является вторым глобальным уровнем лавинного осадконакопления Земли, находится под сильным его воздействием и представляет собой обширный пояс развития контуритов и отчасти турбидитов. Третьим гипсометрическим наиболее низким глобальным уровнем оказываются глубоководные желоба (глубины более 6-7 км).
Судя по широкому распространению турбидитов, высокие скорости седиментации характерны и для рифтовых долин срединно-океанических хребтов (глубина до 2500 м) и зон трансформных разломов (глубина до 6000-7000 м). С первым, вторым и третьим глобальными уровнями лавинной седиментации они не связаны.
Турбидиты пелагиали практически не отличаются от турбидитов материкового склона. Они сменяются контуритами, область развития которых в плане примерно повторяет контуры подножья материкового склона. Контуриты наиболее известны в Северной Атлантике и у берегов Южной Америки (Аргентина , Бразилия). Обычно это илистые осадки, реже алевритовые. Как правило, они не содержат четких прослоев песка. В разрезах контуритов нет градационной слоистости и ритмов. Столь характерных для турбидитов, нет включений обломков. Наиболее примечательный их признак – хорошо выраженная косая слоистость (Лисицын, 1986). В отличие от турбидитов, отлагавшихся поперек материкового склона, контуриты располагаются вдоль него.
В глубоководных желобах возникают осадки, сходные с отложеиями подножья континентального склона, но они не столь распространены как гравититы второго глобального уровня. Желоба приурочены к мощным источникам осадочного и вулканогенного материала – островным дугам, поэтому турбидиты содержат очень много пирокластики липарит-андезитового состава, а также эдафогенный материал.
Рифтовые долины срединно-океанических хребтов представляют область аккумуляции эдафогенных и вулканогенно-эдафогенных отложений. Это продукты лавинной седиментации, выраженной несравненно слабее, чем в поясе глобальных уровней, который возник вдоль границы континентального и океанического блоков.
Долины глубоких трансформных разломов также удалены от крупных источников осадочного материала, поэтому мощность отложений невелика. Среди осадков широко развиты турбидиты, сложенные продуктами разрушения пород, обнажающихся на склонах долин. (эдафотурбидиты). (эдафогенные – возникшие в результате подводной денудации и переотложения продуктов разрушения коренных пород дна океанов и морей или полулитифицированных осадков на континентальном и океаническом блоках).
Эволюция литогенеза
Эволюция осадконакопления – это необратимые изменения генезиса осадочных пород и состава осадочных пород в истории Земли.
В последовательном развитии поверхностных геосфер, БИОСа и осадочного породообразования намечаются следующие этапы: начальный (азойский), археозойский, протерозойско-рифейский, новейший или исторический (кембрий-доныне).
Характеристика дана по Н.М.Страхову.
Начальный (азойский) этап.
Дегазация мантии горячей Земли привела к появлению гидросферы и атмосферы. В очень кислой (рН 1-2) гидросфере оставались HCl, HF, B.
В атмосфере накапливались малорастворимые летучие CO2, CH4, NH3 и др.
Разделения земной коры на платформенные (равнинные) и геосинклинальные (орогенные) области, а по поверхности на климатические зоны еще не произошло, ландшафт был типично вулканический, господствующим типом литогенеза, следовательно, был вулканогенно-осадочный.
Химический состав первичного гипотетического океана, вероятно, отличался от современного, воды были очень кислыми, однако сульфаты еще отсутствовали из-за очень малого количества свободного кислорода.
Кислые воды постепенно нейтрализовались взаимодействием с породами ложа, а также за счет поступления с островов карбонатных соединений, образующихся при выветривании, кислотность вод падала. Состав первозданного океана постепенно изменялся: накапливались хлориды K, Na, Ca, Mg, Al, Fe, а также SiO2. Вода все более приближалась к хлоридному типу, но была полностью бескарбонатной (они разрушались). Свободного кислорода не было. pH не мог быть выше 7, так как воды содержали много растворенного CO2. Иначе говоря, к концу этапа носителями кислотности были уже не сильные кислоты, а слабая H2CO3. Этот переход – основное содержание эзойского этапа эволюции гидросферы.
Эволюция атмосферы шла, очевидно, под действием кислорода в направлении накопления азота.
На дне накапливались, прежде всего, вулканогенно-осадочные породы, из хемогенных – SiO2, возможно, хлориды Fe, Al, Mn < сульфиды тяжелых металлов.
Карбонатных накоплений не должно быть, как и сульфатов Ca и Mg. Полностью отсутствовали эвапоритовые галогенные породы современного типа и накопления органического вещества.
Археозойский этап
По Н.М.Страхову, этот этап охватывает промежуток времени около 2 млрд лет. Начало его неизвестно, окончание связывается с возникновением фотосинтетической деятельности организмов, что произошло примерно 2,5-3,0 млрд лет назад.
Значительный рост земной коры, образование геосинклиналей и платформ. Стали зарождаться линейные горные цепи, выровненные континентальные участки, резко увеличился снос в океан карбонатов Na, K, Ca, Mg, Fe, Mn, кремнезема и др. С исчезновением в океане сильных кислот появилась возможность накопления карбонатных солей, хотя сульфатов в воде по-прежнему было мало. Вода из хлоридной становится хлоридно-карбонатной. Роль вулканического материала убывает.
В гидросфере зарождается жизнь. Но фотосинтеза еще не было. В атмосфере все большая роль принадлежала N и СО2. Кислорода было мало.
Литогенез приобрел новые черты. Создается основа для появления наряду с гумидным, аридного и ледового литогенеза.
Зарождается и развивается карбонатная седиментация. В подавляющем большинстве это доломиты. Усиливается химическое накопление кремнезема, железа, марганца, которые накапливались в пелагической зоне бассейнов седиментации и имели вид джеспилитов (при этом железо представлено закисными формами – сидеритом и лептохлоритом).
Еще не было накоплений органики, а также эвапоритовых галогенных пород – аридный тип лишь зарождался, а хлориды натрия, калия и кальция (?) могли накапливаться в рифтовых зонах.
Повышение рН вод бассейна седиментации создало возможность формирования глинистых минералов (гидрослюд, монтмориллонита).
Диагенез как стадия аутигенного минералообразования не мог появиться из-за отсутствия в среде свободного кислорода, но перераспределение вещества с образованием конкреций происходило.