ИТОГИ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ МЕТОДОВ ЛИТОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ. РАЗДЕЛЫ ТЕОРИИ ОСАДОЧНОГО ПРОЦЕССА

КЛИМАТ И СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ. РОЛЬ БАКТЕРИАЛЬНОГО ФАКТОРА. ОСАДОЧНАЯ ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ

В общей характеристике зоны осадкообразования (см. гл. 3) написано о том, что в середине XX в. Н.М. Страхов разработал не утраН тившую до наших дней своей актуальности теорию климатической зональности осадочных процессов. Он глубоко вскрыл и подробно описал механизмы процессов и факторы влияния на них применительно к стадиям мобилизации осадочных веществ, седиментогенеза и диагенеза (две последние он в совокупности именовал «литогенезом», хотя это слово принято теперь многими российскими лито- логами в иной трактовке — как сводное наименование стадий после- седиментационных) и показал, что в разной климатической обстановке на континентах, а также во внутриконтинентальных и окраинных морских бассейнах эти процессы развиваются по неодинаковым сценариям. И главенствующими факторами — двигателями таких процессов служат воды и биос при существенных влияниях температуры, ветров, атмосферных и растворенных в воде газов; а также рельефа суши и дна водоемов и соотношений между размерами их площадей (L) и площадями водосборной суши (В), т.е. B/L — этот коэффициент велик для внутриматериковых озер и ничтожно мал для окраинных морей и океанов.

Все же количества и фазовые состояния вод наземных и подземных имеют в данном аспекте приоритетное значение. В самых общих чертах можно сказать, что в гумидных областях земного шара (т.е. там, где количество выпавшей в осадок Н20 выше, чем испаряемое) все наземные водоемы проточны, и вещества, мобилизуемые на водосборах, разносятся далеко за их пределы, а наиболее растворимые соли пополняют резерв Мирового океана. В аридных областях (где испарение доминирует над осадками) большинство конечных водоемов бессточны; пример — современные Аральское море, озеро Балхаш и множество мелких озер Северного Казахстана и Прикаспия. В обоих случаях механическая и химическая дифференциация веществ будут реализованы неодинаково: при гумидном климате — наиболее полно, а при аридном — не столь совершенно; там особенно сильно «работает» антагонистичный к дифференциации механизм интеграционного смешения разнокомпонентных веществ. Смешение еще более усиливается при ледовом (нивальном) седи- ментогенезе (особенно в конечных моренах); там же к минимуму сведены процессы химического выветривания вследствие низкотемпературных климатических условий.

Все упомянутые различия осадочных разноклиматических процессов оставляют следы (первичные признаки) в цвете, структуре и текстуре осадков. Впрочем, цвет может быть обманчив. Это, прежде всего, «красноцветность», воспринимаемая зачастую геологами как неоспоримое доказательство признаков аридности. Однако красноцветность латеритных почв и бокситов как раз, напротив, свидетельствует о жарких гумидных условиях осадкообразования. Для аридных же условий характерна не столько красноцветность, сколько «пестроцветность» красок пород, которые претерпели стадию диагенеза. В локальных водоемах, насыщенных биосом (отдельные озера, оазисы, лагуны), количество О В в осадке могло достичь таких содержаний, при которых диагенез протекал в глеевой или сероводородной среде, а потому высоковалентные железо и марганец были восстановлены до низковалентных соединений, которые в сочетании с атутигенными хлоритами или глауконитами придают породе обновленный цвет — зеленоватый, синеватый или серый. Линзы и тонкие слоечки таких пород насыщают толщи аридных красноцветных образований, а потому их следует именовать пестроцветными. Наложенная пестроцветность — явный признак аридности.

Конечный цвет большинства пород из гумидных областей после стадии диагенеза тоже меняется, становится преимущественно серым (от светлого до почти черного, в зависимости от количества примесей ОВ). Исключение составляют лишь латеритные бокситы и некоторые руды Fe и Мп. Данная триада характерна только для формаций гумидных климатических зон. А ее антиподы — соленосные, меденосные и цеолитоносные осадочные породы развиты в составе аридных формаций.

Н.М. Страхов систематизировал известные к тому времени данные литолого-фациальных и формационных построений, и выделил три главных типа литогенеза: гумидный, аридный и нивальный, четко сформулировал их признаки. Для нынешнего времени, а также для всех прежних геологических эпох (до раннекембрийской включительно) он построил карты климатических зональностей, используя первичные признаки пород в комплексе с палеонтологическими данными. Впоследствии литологи опубликовали (с учетом информации последних 30 лет) более детальные палеоклиматические реконструкции — М.А. Семихатов, Н.М. Чумаков, М.А. Жарков и др. (2004).

Наряду с отмеченным главными климатическими типами, Н.М. Страхов выделял еще четвертый, аклиматический тип вулканогенно-осадочного литогенеза. Это осадки в областях современного и древнего интенсивного вулканизма и подчиненных ему гидротермальных процессов (на суше и на дне водоемов), которые своим влиянием на мобилизацию и седиментогенез подавляют признаки климатических факторов (см. гл. 13).

Осадки океанского глубоководья Н.М. Страхов не рассматривал в аспекте климатической зональности. Его главный классификационный признак для типизации литогенеза — баланс количества атмосферных осадков и испарившейся влаги здесь как бы утрачивал свое значение. Однако за последние 30 лет исследования океанологов под руководством академика А.П. Лисицына убедительно обосновали продолжение континентальных климатических зон через все площади дна современных океанов — как следствие влияний теплых и холодных течений на фито-зоопланктон и нектон, обеспечивающий осадки своеобразными биогенными компонентами; а также влияния эолового разноса пыли из пустынь, влияния на седиментацию снегопадов и таяния припайных и плавающих льдов и прочих природных факторов. (См. выше, в конце раздела 3.4, где рассказано об аргументах, которыми обосновываются процессы аридной седиментации в океанах. Сейчас углубленно изучен и ледовый океанско-морской седиментогенез, при котором донные осадки представляют собой продукты смешения материала не столько из рек, сколько из взвесей атмосферы, криосферы (снег, лед) и биосферы.)

Все эти данные А.П. Лисицын использует как аргументы в пользу доказательства наличия климатической зональности седиментоге- неза не только в пределах континентов и окраинных морей, но и в океане, где, по изначальному утверждению Н.М. Страхова, седиментогенез аклиматичен.

Спор между этими авторитетнейшими на общемировом уровне литологами развернулся в конце прошлого века, и заочно продолжается после ухода из жизни Н.М. Страхова в дискуссии с его учениками вплоть до наших дней, и студенты должны ясно представлять все это в своей будущей практической деятельности.

Еще один важный аспект познания океанского седиментоге- неза — это новейшие данные о вкладе вулканизма (не только остро- водужного, но и подводного) и гидротерм в общий баланс осадочных веществ глубоководья (пелагиали). Известно множество сведений о том, что из вещества этих глубинных его поставщиков формируются аутигенные минеральные компоненты пелагических илов — цеолиты, некоторые глинистые минералы (железистые смектиты, селадониты, сепиолиты и палыгорскиты), сульфиды, некоторые сульфаты (барит), железистые и марганцевые оксиды (см. в гл. 12, 13).

В целом же, возвращаясь к своеобразию океанского седименто- генеза, отметим колоссальную роль его биогенных факторов, в особенности процессов жизнедеятельности и гибели планктона, производные которого составили свыше 50% всего океанского осадочного вещества.

Ранее неоднократно говорилось об огромном влиянии на процессы седиментогенеза и диагенеза биоса, который находится и всегда находился в большой зависимости от климатических условий своего бытия. А ныне, по мере привлечения к литологическим наблюдениям новейших конструкций электронных микроскопов, все очевиднее становится колоссальная роль влияния на се- диментогенез бактериальных процессов как неотъемлемой составляющей биогенного фактора.

Вот как об этом дословно писал ныне возглавляющий Палеонтологический институт РАН в Москве член-корреспондент РАН А.Ю. Розанов (2002). Он напомнил, что еще сравнительно недавно, в 1943 г., когда советский геолог А.Г. Вологдин определил округлые тельца как железобактерии из железистых кварцитов Курской магнитной аномалии, это вызвало огромный скепсис. В 60-е гг. XX в. сначала американские, а затем российские и австралийские ученые открыли и описали случаи сохранения микроорганизмов в кремнях древних докембрийских пород. Тогда считалось, что окремнение бактерий — явление достаточно уникальное. Среди окремненных микроорганизмов часть была признана цианобактериями (в то время они назывались синезелеными водорослями).

Серьезный прорыв произошел, когда более или менее одновременно стали изучать, но уже с помощью электронного микроскопа, древние фосфориты, а также высокоуглеродистые глинистые и карбонатные породы, так называемые черные сланцы. В результате выленилось, что эти породы буквально напичканы окаменевшими микроорганизмами. Основой этих ассоциаций микроорганизмов были цианобактерии и пурпурные бактерии, составляющие основную массу цианобактериальных матов. Особенно исследователей потрясла удивительная сохранность цианобактерий в древних фосфоритах, которые всегда считались хемогенными, т.е. осажденными химическим путем. Сегодня в большинстве научных журналов публикуются статьи о роли бактерий в формировании тех или иных пород. Большое внимание уделяется так называемым карбонатным микритам (см. в гл. 8). Большинство исследователей сходятся во мнении, что образование микритов, особенно распространенных в биогермных и рифовых ассоциациях, является результатом деятельности бактерий.

Самые последние результаты швейцарских и французских исследователей показали возможность садки доломита анаэробными бактериями. Морфологически получаются гантелевидные и звездообразные псевдоморфозы.

Далее А.Ю. Розанов (2002) подчеркнул, что особенным является вопрос о значении микробных сообществ в формировании месторождений полезных ископаемых. Бактериальные сообщества могут выступать в этих случаях в самых разных ролях. Во-первых, органическое вещество цианобактериальных матов и других микробов может служить источником органического вещества нефтематеринских пород, т.е. пород, органическое вещество которых после переработки в течение геологического времени преобразуется в нефть и газ. Во-вторых, цианобактериальный мат может служить своеобразным фильтром, осаждая на себе определенные компоненты: редкоземельные элементы, ниобий, уран, золото, медь и др. В-третьих, это работа элементно-специфических микробов, накапливающих железо, марганец или серу. Некоторые бактерии способны образовывать внутри клеток, например, магнетит. Предполагается также большая роль жизнедеятельности бактерий и влияние продуктов их метаболизма (обмена веществ) на лате- ритные процессы.

Данная проблема нова, и мы вправе ожидать в ближайшем будущем новых непривычных и неожиданных открытий в области бактериальной седиментологии. Н.М. Страхов предвидел это, подчеркивая огромную роль всех форм жизнедеятельности в процессах всеобщей осадочной дифференциации (см. гл. 3). Возвращаясь к этому вопросу, заметим, что многие литологи — Г.Ф. Крашенинников, В.Н. Холодов, О. В. Япаскурт и др. считают идею об осадочной дифференциации вещества главной теоретической концепцией литологии. Данная концепция претерпевает со временем неизбежные коррективы и уточнения, но суть ее от этого не меняется.

Уточнения в настоящее время сводятся к тому, что вместе с дифференциацией в природе осуществляются процессы неупорядоченной интеграции, а точнее — смешения породообразующих компонентов, о чем писал еще в 1984 г. в своем учебнике Н.В. Логвиненко, а затем В.Н. Холодов и В.Т. Фролов (1995). Последний из них придает процессам смешения веществ в экзосферах Земли ведущую роль, считая при этом, что смешение происходит повсюду и на разных уровнях — от атомного до породного и оставляет дифференциации во многом пассивную роль, дополнительную, подчиненную, хотя внешне более выигрышную. Она-то, по утверждению В.Т. Фролова, бросается первой в глаза, но видимость не есть суть. И в качестве одного из примеров приводится один из продуктов дифференциации — кварцевый песок, у которого обломочный кварц в действительности не рожден из единого источника, но полигене- тичен (из интрузий, жил, метапород и осадочных пород).

На последний аргумент можно было бы возразить тем, что поли- генетичный кварц един в главном для гравитационного фактора ме- ханогенной дифференциации признаке — в своем объемном весе 2,653—2,654, который у зерен различного генезиса колеблется настолько незначительно (третий-четвертый знаки после запятой), что это не играет никакой роли для их разделения по сравнению с существенно отличными объемными весами других минералов. Но это только частный случай, а в целом подобных ему случаев можно перечислить во множестве, и для разных уровней организации природных систем: минерально-компонентного, породно-слоевого, формационного и надформационного. Факторы дифференциации не всегда доводят ее процессы до окончательного завершения, но их признаки вездесущи, даже в зачаточном виде. Причем дифференциация не ограничивается седиментогенезом, но прогрессирует при диагенезе, катагенезе, метагенезе и метаморфизме осадочных комплексов (О.В. Япаскурт, 2005).

Дифференциация веществ в глубинных геосферах Земли наиболее очевидна. Однако даже если подняться над стратисферой в атмосферу, то сам по себе ее строго дозированный (на сегодняшний день) газовый состав — не есть ли результаты дифференционных процессов? Они нигде не достигают абсолюта, им всюду противодействует (но не господствует, иначе мы имели бы дело с хаосом) тенденция к смешению, но она преодолеваема повсеместно — даже в обстановках ледового седиментогенеза (ленточные озерные глины и лёссы). По-видимому, на надформационном уровне глобальная дифференциация осуществляется и доминирует в космическом масштабе, но это уже не предмет изучения по нашему курсу

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >