Эволюция осадочного процесса
ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ
ФБГОУВПО «УДМУРТСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»
ИНСТИТУТ НЕФТИ И ГАЗА им. М. С. ГУЦЕРИЕВА
КАФЕДРА ГЕОЛОГИИ НЕФТИ И ГАЗА
КУРСОВАЯ РАБОТА
на тему:
Эволюция осадочного процесса
Отчет защищен «______»____________20__г.
С оценкой
________________________
Ижевск 2013
Оглавление
ВВЕДЕНИЕ…………………………………………………………
- Понятие об эволюции осадочного процесса ….………………….…...….....4
- Формирование геологических тел осадочного происхождения……….......6
- Эволюция внешних геосфер Земли………………………………….…...….9
3.1. Эволюция
атмосферы………….………………………………...…
3.2. Эволюция гидросферы
……………..…..…………….….............
3.3. Эволюция земной коры……..…………………………………………..15
3.4. Эволюция органического
мира…………..…….………..............
- Эволюция осадконакопления …...…………………………................
.........19
4.1. Эволюция железистых
образований……...……………………..……..
4.2. Эволюция пород карбонатного и глинистого состава…..…….…...…21
4.3. Эволюция каустобиолитов…………………..………….……
4.4. Эволюция некоторых типов и формаций осадочных пород…………27
ЗАКЛЮЧЕНИЕ…………………………..……………………
Список литературы…………..……………………………………
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность курсовой работы напрямую связана с выбранным объектом изучения, с подробным изучением его составляющих частей, а также с обобщением и пополнением ранее существовавшего научного материала по выбранной теме.
Тема: «Эволюция осадочного процесса» является общей и наиболее обобщенной для дисциплины литология. Раскрыть ее возможно лишь проанализировав имеющийся научный материал и применив знания многих научных дисциплин геологического цикла, таких как: общая геология, петрография, минералогия, геохимия, историческая геология, палеонтология, стратиграфия, литология и др. Это, несомненно, позволяет достичь целей курсовой работы:
- Обобщение знаний по литологии.
- Углубленное изучение эволюции осадочного процесса.
В рамках поставленных целей необходимо решить следующие задачи:
- Раскрыть смысл темы: «эволюция осадочного процесса».
- Показать общий ход литогенеза.
- Рассмотреть эволюцию внешних геосфер Земли.
- На примере некоторых типов осадочных пород показать эволюцию осадочного процесса.
- Курсовая работа
выполнена на основании изучения научной
литературы, прямым или косвенным образом затрагивающая выбранную тему.
Понятие об эволюции осадочного процесса
Образование осадочных пород на протяжении геологической истории Земли происходило в обстановке постепенного и постоянного изменения формы движения планеты, тектонической активности, физических условий в ее недрах и на поверхности, развития органического мира. Все это вызывало определенные качественные и количественные изменения в составе возникавших осадков.
Развитие происходит от низшего к высшему, от простого к сложному. Новое возникает на базе уже существующего, достигнутого ранее на предыдущих этапах развития. Иначе говоря, новое является более высокой ступенью по сравнению со старым на пути поступательного развития.
Согласно принципу актуализма, введенным в геологию Ч. Лайелем (1830—1833 гг.), в геологическом прошлом действовали те же силы и с такой же интенсивностью, как в настоящее время, а ход геологических процессов был таким же, как сейчас. Но нельзя автоматически переносить условия образования современных осадков на древние отложения. выявление геологических обстановок по материалам изучения современных отложений возможно, но необходимы «поправки на время».
Рассматривая актуализм как метод исследования, Н. М. Страхов отмечал его ограниченную применимость к различным сторонам геологической жизни Земли. Он считал, что метод актуализма в литологии может быть использован при изучении осадочного процесса в фанерозойское время — от (500—600)·106 лет до современности. На более древние осадочные образования распространение метода нецелесообразно в связи с эволюцией форм осадочного процесса и, как следствие, возможными большими погрешностями.
Практически эволюция осадочного процесса заключается в том, что со временем образование одних осадков постепенно затухает, но взамен из тех же компонентов образуются другие, отличающиеся по минеральному составу, строению и физико-химическим свойствам. Такие преобразования обусловлены всем ходом развития Земли и связаны с эволюцией ее внешних оболочек, атмосферы, гидросферы, литосферы, а позднее и биосферы [4].
- Формирование геологических тел осадочного происхождения
Осадочные породы определяются как геологические тела, существующие в термодинамических условиях верхней части литосферы. Образуются они путем преобразования скоплений продуктов выветривания, жизнедеятельности организмов, материала вулканических извержений, заимствованного из атмосферы, биосферы и космоса.
В определении понятия «осадочная порода» вкладывается представление об источнике осадочного материала, способах его происхождения, условиях накопления и бытия.
Как правило, осадки, из которых образуются осадочные породы, представляют собой рыхлый материал, накапливающийся на поверхности Земли и водных бассейнах (океаны, озера, моря) зона осадкообразования включает в себя гидросферу Земли, нижнюю часть атмосферы и верхнюю часть литосферы (земная кора). Но осадки это лишь исходный материал для образования осадочных толщ.
Породообразование процесс длительный состоящий из нескольких этапов. Общая упрощенная схема образования осадочных пород приведена ниже.
Исходные продукты возникают в процессе выветривания кристаллических и других пород, поступают в сферу осадконакопления при вулканических извержениях, в результате техногенеза. Продукты выветривания под действием биологических, атмосферных агентов и водные компоненты образуют грубодисперсные (обломочные) системы, взвеси, суспензии, коллоидные, истинные растворы и вовлекаются в перемещение – транспортировку. Перемещение исходного вещества по поверхности Земли происходит под действием воды, ветра, льда, гравитации, живых организмов, а в последнее время и человека. Транспортировка завершается осаждением переносимого материала с образованием осадка. Стадия переноса и осаждения вещества называется стадией седиментогенеза, или просто седиментогенезом.
Седиментогенез это сложное явление. Оно включает механическую, химическую дифференциацию и интеграцию продуктов выветривания в процессе переноса и осаждения, образование и разрушение коллоидных и ионных систем. Источником вещества при образовании осадка могут быть продукты эксплозивной и экструзивной вулканической деятельности, подводного и надводного вулканизма, соединения, элементы, попадающие на поверхность и в приповерхностную зону при хозяйственной деятельности человека (техногенез), а также из космоса.
Накопившиеся осадки обычно еще не являются горной породой. Рыхлый иногда полужидкий осадок в стадию диагенеза превращается в уплотненную структурированную осадочную породу. Диагенез включает значительную группу процессов преобразования осадочного материала, сочетание и содержание которых зависит от условий осадконакопления, параметров и типа обстановки седиментации. Основные процессы диагенеза: уплотнение породы, удаление воды, старение коллоидов, разложение неустойчивых минералов, синтезирование новых, перераспределение вещества в процессе породообразования.
Седиментогенез и диагенез по Н. М. Страхову составляют содержание литогенез. Литогенез определяется совместным действием таких факторов, как климат, рельеф, геотектонический режим территории, космический, техногенный факторы, и протеканием в разнообразных природных обстановках. Действие этих факторов определяет тип литогенеза.
Различные авторы, выделяя типы литогенеза, решающее значение, как правило, придают одному из них.
Н. М. Страхов на 1-ое место ставит климатический фактор и выделяет нивальный, аридный, и гумидный типы литогенеза. Четвертый тип литогенеза, эффузивно-осадочный, выделен Н. М. Страховым по источнику вещества для образования породы. Им же в 1976 г. обосновано обособление океанического типа литогенеза.
По завершению стадии литогенеза сформированная осадочная порода подвергается последующим преобразованиям, составляющим содержание стадий катагенеза и метагенеза.
Относительно наименований и содержания этих стадий в литературе нет однозначного мнения. Катагенез большинством литологов понимается как стадия существования сформированной горной породы после завершения диагенеза, но до начала метаморфизма. Это совокупность физико-химических процессов, протекающих в условиях низких температур и давлений обычно при участии водной составляющей покрова. В стадии катагенеза в цементе присутствуют глины, отмечается высокая пористость, сохраняются первичные структуры и текстуры.
Метагенез по Н. М. Страхову, Н. Б. Вассоевичу объединяет совокупность процессов начального метаморфизма в нижней части стратисферы с перекристаллизацией минеральных составляющих и со значительным увеличением степени литификации пород. Стадия характеризуется массовым растворением обломочных зерен кварца, полевых шпатов, обломков горных пород, гидрослюдизацией и хлоритизацией глинистого вещества, перекристаллизацией пелитоморфных и зернистых карбонатов и т.п. Заметно уменьшается пористость до 3-5%. Появляются конформные, регенерационные структуры в перекристаллизованных известняках [1,4].
- Эволюция внешних геосфер Земли
3.1. Эволюция атмосферы
Атмосфера Земли по современным представлениям, возникла из продуктов дегазации верхней мантии при ее зонной плавке. Из недр планеты выделялись пары воды, углекислота, окись углерода, водород, аммиак, сероводород, метан, хлористый водород и некоторые другие газы, которые и образовали первичную атмосферу. Ее состав существенно отличался от современной. По-видимому, первичная атмосфера Земли по составу была близка к современной газовой оболочке планет земной группы (табл. 1).
Таблица 1
Состав атмосферы планет, %
Газы атмосферы |
Венера |
Земля |
Марс |
Азот 2 Кислород Углекислый газ Аргон Пары воды Прочие |
2 0.1 97 — 0,01 1 |
78,084 20,946 0,033 0,934 1—7 0,003 |
2—3 0,1—0,4 95 1—2 0,2 ? |
Давление, гПа |
91170 |
1013 |
6.1 |
Последующее существенное понижение содержания углекислого газа в атмосфере Земли может быть объяснено переходом его в связанное состояние.
Огромное количество CO2 вошло в состав карбонатных минералов, главным образом кальцита и доломита, которые, как известно, образуют мощные толщи (в сотни и даже тысячи метров) известняков, доломитов, мела. Кроме того, углерод, входящий в состав CO2,— один из основных компонентов углеводородов, каменных углей, горючих сланцев, торфа и т. д. Повышение доли азота и кислорода в атмосфере в значительной мере произошло из-за перехода углекислоты из атмосферы в связанное состояние. Кроме того, в результате фотосинтеза зеленые растения извлекают углерод из углекислого газа и освобождают кислород. Приближенные расчеты свидетельствуют о сходстве первичной атмосферы Земли и современной атмосферы Венеры.
Изменение содержания углекислоты в атмосфере Земли оказало огромное влияние на физико-химические и биологические процессы. Известно, что углекислый газ и пары воды адсорбируют инфракрасную радиацию, создавая так называемый парниковый эффект. Подсчитано, что увеличение содержания этого газа в атмосфере в 3 раза по сравнению с современным должно повысить среднюю годовую температуру на поверхности Земли на 7,3—9,3 °C. По расчетам, содержание углекислоты в атмосфере на протяжении фанерозоя существенно колебалось (рис. 1), имея явную тенденцию к понижению.
Рис. 1 Содержание CO2 в атмосфере Земли в фанерозое (по М. И. Будыко).
В связи с этим большой интерес представляет эксперимент американского биолога Р. Фарнелиуса, показавшего, что в атмосфере, содержащей 0,5 % CO2 (вместо 0,033 % в естественных условиях), темп роста кукурузы и подсолнечника увеличивается примерно в 10 раз. Подобное, по-видимому, происходило и в геологическом прошлом. Таким образом надо полагать, что только за счет снижения содержания углекислоты обстановка осадконакопления на планете в течение геологической истории существенно изменялась.
Высвобождение кислорода из углекислоты в результате жизнедеятельности зеленых растений способствовало постепенному его накоплению в атмосфере. Ультрафиолетовая солнечная радиация высокой энергии, воздействуя на молекулу кислорода (O2), вызывает образование двух атомов кислорода повышенной активности. Взаимодействуя с молекулой кислорода, они образуют озон (O3), который распространен в широком диапазоне высот, но максимальные концентрации приурочены к озоновому слою, расположенному на высоте 20—25 км над поверхностью Земли. Толщина озонового слоя непостоянна. Считалось, что она увеличивается, однако в 1979 г. было обнаружено, что количество озона над некоторыми участками планеты существенно сократилось, особенно это заметно над Антарктидой, где образовалась «озонная дыра» площадью почти 5 млн. км2 («Правда» 19.12.1987 г.) и имеется тенденция к ее увеличению.
Постепенное увеличение кислорода в атмосфере на протяжении фанерозоя обуславливало интенсификацию окислительных процессов и посредством этого влияло и влияет на эволюцию осадочного процесса.
- Эволюция гидросферы
Гидросфера в настоящее время составляет 0,025 % массы Земли и покрывает 70,8 % поверхности земного шара. Она представляет собой совокупность океанов, морей, континентальных водоемов и ледяных покровов. В современную эпоху 98,3 % массы гидросферы приходится - на моря и океаны, 1.6 % —на материковые льды. Несомненно, что в иные геологические эпохи объем и количественные соотношения между различными формами гидросферы были иными. Полагают, что океаны, в очертаниях близких к современным, возникли 150—160 млн. лет назад. Протоокеаны существовали всегда — с момента появления воды и коры океанического типа, но имели иные границы распространения. Индикаторы самых древних —докембрийских и палеозойских океанов обнаружены на суше (А. П. Лисицин, 1980 г.).
Соленость природных вод весьма разнообразна, но в Мировом океане, составляющем основную часть гидросферы, она составляет в среднем 3,5% при вариации от 3,3 до 3,7%. Максимальная соленость наблюдается в зонах, тяготеющих к приэкваториальным засушливым областям континентов. В столбе океанической воды также наблюдаются небольшие колебания солености, с общей тенденцией к повышению минерализации с увеличением глубины. Воды рек, большинства озер, континентальные и морские льды имеют значительно меньшую соленость (табл. 2).
Таблица 2
|
Водоем |
Катионы |
Анионы |
Сумма ионов | |||||
Na+ |
К+ |
Mg2+ |
Са2+ |
СI- |
НСО- |
SO42 - | ||
Река Енисей |
1.1 |
0.4 |
4,0 |
19,3 |
2,6 |
73,2 |
4,0 |
104.6 |
Река Дунай |
4.4 |
0.9 |
13,5 |
58,2 |
2,6 |
236 |
15.4 |
331.0 |
Мировой океан |
10 760 |
387 |
1294 |
413 |
19 353 |
142 |
2712 |
35 000 |
Оз. Иссык-Куль |
1475 |
1475 |
294 |
114 |
1585 |
240 |
2115 |
5823 |
Каспийское море |
3112 |
76 |
732 |
326 |
5298 |
248 |
2881 |
12 670 |
Мертвое море |
25 810 |
4450 |
23 220 |
7810 |
126 320 |
610 |
730 |
188 450 |
Концентрация ионов в водах естественных водоемов, мг/л
В связи с этим в прибрежных зонах морей, вблизи впадения крупных рек соленость вод также нередко бывает значительно ниже нормы. Повышенной соленостью отличаются некоторые водоемы, располагающиеся в областях жаркого засушливого климата (оз. Эльтон, Большое Соленое в США, лагуна Кара-Богаз-Гол, внутриконтинентальное Мертвое море).
Солевой состав морских и океанических вод в различных частях современного Мирового океана довольно постоянен. Состав основных ионов, содержащихся в водах континентальных водоемов такой же, как и в океанических (табл. 2), но количественные соотношения между ионами существенно отличаются. Минерализация и солевой состав вод континентальных водоемов в течение геологического и даже более коротких отрезков времени могут существенно изменяться в результате изменения климата, изоляции водоемов, притока вод иного состава, деятельности человека и т. д. Воды Мирового океана менее подвержены изменениям, но в течение геологического времени изменились и они.
Согласно существующим представлениям, гидросфера образовалась из водяных паров и газов, отделившихся при дегазации материала, выплавляемого из верхней мантии Земли. По представлениям академика А. П. Виноградова, первоначально воды были кислыми вследствие растворения в них газообразных HCI, HF, H2S, HBr, CO2 и других соединений, послуживших источником анионов CI- , F- , SO42- , НСОз- . В результате взаимодействия таких вод с горными породами Мировой океан постепенно пополнился катионами Na+, К+, Ca2+, Mg2+ и другими, менее распространенными. Постепенно к началу фанерозоя в значительной мере за счет понижения содержания углекислоты, реакция вод стала щелочной (по Н. М. Страхову). Существуют разные точки зрения о последующей эволюции вод океана, но большинство советских геологов считают, что уже к концу палеозоя — началу мезозоя солевой состав океанской воды был близок к современному. Состав растворенных в воде газов был, по-видимому, несколько иным. Была выше доля углекислого газа и несколько ниже — кислорода. Соленость Мирового океана в эти эпохи могла в небольших пределах колебаться хотя бы за счет оледенений, когда уровень воды в океанах понижался на 100—150 м, а значительная часть шельфа становилась сушей.
Температура вод Мирового океана тоже не оставалась постоянной. На этот счет существуют различные точки зрения. По данным исследования изотопов кислорода Е. К. Перри (Perry Е. С.) с соавторами (1978 г.), анализа изменения гравитационной постоянной Ф. Хойлем (Hoyle F., 1972 г.) температура океана 3—3,8 млрд. лет назад составляла около 100 °С, 2—3 млрд. лет — 70 °С, 1 млрд. лет — 40 °С. Начиная с палеозоя температура вод на поверхности стабилизировалась и составляла 30—40 °С [3].
- Эволюция земной коры
Земная кора — верхняя часть литосферы — один из важнейших источников материала для формирования осадочных пород. Она состоит (снизу вверх) из базальтового, гранитного (включающего и метаморфические породы) и осадочного слоев.
Геологическое развитие Земли характеризуется направленностью и необратимостью всех геологических событий, в том числе и тектонических, которые привели к формированию современной сложной структуры литосферы. Узнаваемый русский тектонист В. Е. Хаин в 1973 году выделил этапы её развития:
- Догеологический (4,6 - 4,5 млрд. лет);
- Лунный: от образования земной коры до формирования гидросферы (4,5 - 4,0 млрд. лет);
- Катархейский: появляется первичная континентальная литосфера, слагающая ядра будущих материков (4,0 - 3,5 млрд. лет);
- Подзднеархейско - раннепротерозойский, либо раннегеосин-клинальный: образование протогеосинклиналей и первых платформ (3,5 - 2,0 млрд. лет);
- Среднепротерозойский - раннерифейский, либо раннеплатформенный: консолидация первичной континентальной коры (2,0 - 1,4 млрд. лет);
- Позднепротерозойский – палеозойский, либо геосинклинально-платформенный: обособление старых платформ и их развитие (1,4 - 0,2 млрд.лет);
- Мезозойско-кайнозойский, либо континентально-океанический: оформление современных континентов, создание на палеозойских и раннемезозойских складчатых структур новых платформ; образование молодых океанов (0,2 млрд. лет) [5].
В геологическом развитии последних этапов истории Земли наблюдается определенная направленность: постоянно возрастает размер литосферы и верхней мантии, а также размеры устойчивых плит, несмотря на прослеживание противоположного процесса - океанизация за счет обрушения и развития туч материков.
В течение геологической истории земная кора поставляла осадочный материал различного состава. Первоначально основным источником осадочного материала были лавы и вулканический туф. Постепенно, по мере развития литосферы среди источников сноса появляются обломочные и хемогенные осадочные, метаморфические и биогенные осадочные породы. Появление новых источников сноса, смешивание материала на путях переноса, усложнение его состава, осадочная дифференциация, созревание и неоднократное переотложение являются важными факторами эволюции осадконакопления. Главная тенденция развития питающих провинций заключается в сокращении площади выхода основных эффузивов (базальтов) и увеличении площади осадочных пород. В связи с этим геохронологические тенденции изменения химического состава выражаются в уменьшении от этапа к этапу содержаний Na, Mg, Fe и AI и более сложное поведение Ca (уменьшение содержания до среднего протерозоя, а затем возрастание) и K (увеличение содержания до нижнего палеозоя, а затем снижение). Эти глобальные геохимические тенденции влияли на эволюцию состава осадков и химического состава вод Мирового океана. Роль древних осадочных пород как источника осадочного материала для молодых отложений возрастала в ходе времени, а значение эффузивов и гранитоидов постепенно снижалось на фанерозойском этапе.
В интервале 2000-1000 млн. лет на больших площадях формировались габбро-анортозитовые пояса и расслоенные интрузии основных пород.
- Эволюция органического мира
Биосфера играет существенную роль в процессе эволюции осадкообразования. Начиная с протерозоя роль организмов в формировании осадков со временем все больше прогрессировала. Органический мир постепенно развивался, что знаменовалось появлением все более высокоорганизованных организмов. К настоящему времени на Земле существуют около 500 тыс. видов растений и до 1500 тыс. видов животных организмов (в том числе свыше 1000 тыс. насекомых). Вместе с развитием органического мира биосфера охватывала все новые пространства — прибрежные зоны морей, пелагиаль, поверхность прибрежной, а затем и внутриконтинентальной суши, внутренние водоемы, атмосферу и верхние толщи земной коры. Биосфера заселена неравномерно. Организмы обитают преимущественно в верхнем этаже гидросферы (примерно до глубины 100 м), на поверхности суши и в почвах, при этом в областях оледенения материков и в пустынях органическая жизнь угнетена и скудна.
Минеральные скелетные остатки и органическое вещество, представляющее собой продукты жизнедеятельности организмов— важные составные части осадочных пород. Биомасса, производимая организмами в течение геологической истории Земли, количественно существенно колебалась, но в целом, по-видимому, постепенно возрастала. По приближенной оценке академика А. П. Виноградова, органическая продукция Мирового океана в современную эпоху составляет 8,9·1011 т/год (что соответствует примерно 2,5 кг/м2 водного зеркала), а растительности суши — 2·1010 т/год. По мере эволюции жизни менялись и продукты жизнедеятельности организмов, накапливающихся в осадках. Это обусловило появление и эволюцию целых групп пород—карбонатных, кремнистых, каустобиолитов и др.
Изменение вещественного состава и физико-химических параметров геосфер в течение геологической истории Земли стали приводными рычагами эволюции осадочного процесса на планете. С этой позиции весьма интересны материалы об изменении содержания главнейших элементов в осадочных толщах Северной Америки, опубликованные А. Энгелем (табл. 3).
Таблица 3
|
Химические компоненты |
Криптозой |
Фанерозой 0,6-0 млрд.лет | |
Нижний докембрий 3,2-2,5 млрд. лет |
Средний докембрий 2,5-1,8 млрд.лет | ||
SiO2 |
66,0 |
62,2 |
58,8 |
АI2O3 |
14,5 |
14,1 |
13,6 |
Fe2O3 |
1,4 |
1,7 |
3,5 |
FeO |
3,9 |
2,9 |
2,1 |
MgO |
2,2 |
2,3 |
2,7 |
CaO |
2,8 |
3,1 |
6,0 |
Na2O |
3,0 |
2,8 |
1,2 |
K2O |
1,4 |
2,6 |
2,9 |