Механизмы формирования осадочных бассейнов

Глава 1. Формирование геологических тел осадочного происхождения Осадочные породы определяются как геологические тела, образовавшиеся и существуюшие в термодинамических условиях верхней части литосферы путем преобразования скоплений продуктов выветривания, жизнедеятельности организмов, материала вулканических извержений, заимствованного из атмосферы, биосферы, космоса.

В определении понятия «осадочная порода» вкладывается представление об источнике осадочного материала, способах его происхождения, условиях накопления и ьытия.

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. 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, 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 пристутствуют 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.

Вещественно-генетические составляющие осадочных пород Осадочные породы состоят из разных по минеральному составу и происхождению составных частей — компонентов. Это отражает множественность источников осадконакопления и полистадийность породообразования. По М. С. Швецову порода — это сложное единство разнородных и образовавшихся в разное время составных частей. К ним относятся реликтовые (обломочные) минералы, неизменные обломки материнской породы, продукты разложения первичных минералов (из группы глин, слюд и др.), экзогенные новообразования, возникшие за счет осаждения соединений из истинных и коллоидных растворов, продукты диагенеза (фосфориты, сульфиды металлов, карбонатные стяжения и пр.), катагенеза (окислы, самородные элементы, сульфиды), метагенеза (кварц, гидрослюда и пр.). В составе осадочных пород выделяются терригенные, хемогенные, вулканогенные, космогенные, и биогенные вещественно-генетические составляющие. Они главным образом объединяются в 2 большие группы — аллотигенные и аутигенные компоненты.

К аллотигенным компонентам относятся материал, привнесенный из других областей, поставляемый в бассейн осадконакопления источником питания. После переноса путем волочения или в виде механической взвеси в результате осаждения переходит в осадок. Это, в основном, обломочный или терригенный материал, а также вулканогенные, или пирокластические, космогенные компоненты. Аллотигенный материал поступает с суши и частично — за счет продуктов перемыва осадков дна бассейна. Известно более 200 аллотигенных минералов и значительное число обломков разных пород. Аллотигенными обычно являются наиболее устойчивые к гипергенному воздействию минералы: кварц, каолинит, ставролит, полевые шпаты, дистен, силлиманит, циркон, а также обломки горных пород и др. В зависимости от степени механической обработки аллотигенные минералы присутствуют в породе в виде окатанных до почти сферических, угловато-окатанных (со сглаженными углами) и неокатанных обломков. Форма и степень окатанности, а также размеры и состав зерен, их сортированность по размерам и составу — важный источник информации об области сноса, ее близости, удаленности, ландшафтно-климатических особенностях, вещественном составе материнских пород. К группе аллотигенных компонентов относится вулканогенный, или пирокластический, материал: частицы пепла, обломки лавы и другие продукты вулканических извержений, а также частицы космической пыли, в частности глобули никелистого железа, присутствующие в глубоководных океанических осадках.

Аутигенные компоненты возникают на месте в осадках или в породе на разных стадиях образования, изменения, или разрушения осадочных пород. Отражают физико-химические условия осадконакопления. В осадочных образованиях описано свыше 200 аутигенных минералов: сульфаты, соли, хлориты, глауконит, гидроксиды и оксиды железа, марганца, алюминия и др.; минералы кремнезема, глин, фосфаты, карбонаты, сульфиды железа, свинца, цинка, меди, самородные элементы и др.

Аутигенная природа минералов определяется по ряду признаков:

· -идиоморфности кристаллов в порах и пустотах;

· гипидоморфной структуре зерен и малым размерам в случае их присутствия в основной массе хемогенных и в цементе обломочных пород;

· сферолитовому, оолитовому строению;

· наличию коллоидных и метаколлоидных структур;

· выполнению и выстиланию пор и пустот;

· перемежаемости с другими аутигенными минералами;

· замещению обломочных зерен.

В зависимости от того, с какой стадией образования, либо изменения породы, связаны аутигенные минералы, они подразделяются на ряд групп: седиментационные, элювиальные, диагенетические, катагенетические и метагенетические.

Седиментационные аутигенные минералы слагают кальцитовые, опаловые, фосфатные раковинки и другие скелетные части различных организмов образуют пласты гипса, ангидрита, солей, кремнистых, карбонатных пород, фосфоритов, оксидов и гидроксидов железа, марганца.

Наиболее значим в отношении аутигенного минералообразования формированием рудных скоплений химический элювий, включающий новообразования кор выветривания, в частности латеритных, с гидратами окислов марганца, железа, алюминия, карбонатов, кремневого вещества, глинистых минералов — смектитов, гидрослюд, хлоритов, солей. Аутигенная минерализация представляет собой результат физико-химических процессов, лежащих в основе взаимодействия выветривающей породы с газами атмосферы, просачивающимися дождевыми водами, капиллярного поднятия жидкости (инсоляция).

В эту же группу В. Т. Фролов относит продукты гальмиролиза — шамозиты, цеолиты, смектиты, фосфориты и др. и биоэллювий почв — гидрослюд, каолина, окислов железа, сидериты, карбонаты.

Диагенетические минералы образуются в стадии диагенеза, т. е. в период уплотнения осадка и превращения его в породу. Это разнообразные карбонаты, сульфиды, дисульфиды, фосфаты, хлориты, углефицированная растительная органика. Образуют конкреции, стяжения различной формы и размеров, цемент осадочных пород.

Катагенетические и метагенетические аутигенные минералы образуются в течение всего времени существования и изменения осадочных пород в литосфере, до превращения их в породы метаморфические. Неоднозначность трактовки терминов катагенез и метагенез не позволяет рассмотреть эти группы аутигенных минеральных новообразований более подробно. Тем не менее, у них есть существенные отличия.

Минералы катагенетической группы возникают в условиях более интенсивной динамики вод, нежели это характерно для области преобразований стадии метагенеза. Поэтому к катагенетическим можно отнести большую группу минералов, связанных с действием гидрогенного фактора, с различными видами движения вод. Это оксиды, гидрооксиды железа, марганца, ванадия, карбонаты разного состава, силикаты, в первую очередь сам кремнезем, сульфиды и дисульфиды железа, свинца, цинка, меди и других металлов, силикаты группы глин.

Для метагенетической группы наиболее характерны барит, силикаты, слюды, хлориты, кварц, смешаннослойные и другие минералы, испытавшие обезвоживание и некоторую перестройку кристаллической структуры.

Аутигенные минералы служат индикатором физико-химических условий среды минералообразования. Известно, что эти условия определяются такими показателями как окислительно-восстановительный потенциал Eh, величина кислотности-щелочности pH, соленость, температура, давление. Так гидраты окислов железа устойчивы при pH < 2,3−3. Опал SiO2, выпадает из кислых, слабокислых и нейтральных растворов, в щелочной среде он растворим. Карбонаты кальция и магния (кальцит, доломит) осаждаются из щелочных растворов при pH > 7,4. Сидерит образуется при pH = 7−7,2. Минералы группы каолинита образуются в кислой среде, монтмориллонит — в щелочной. Гидрослюдистые компоненты глин возникают и устойчивы в слабощелочной и щелочной средах.

Минералы элементов с переменной валентностью — железа, марганца, такие как оксиды, гидроксиды, карбонаты, силикаты, сульфиды: гётит, гидрогётит, пиролюзит, манганит, псиломелан, анкерит и др., являются показателями окислительно-восстановительных условиях при положительных значениях Eh. Сидерит указывает на слабо восстановительные условия, а сульфиды различных металлов, в первую очередь наиболее распространенные в осадочных породах пирит и марказит, характеризуют резко восстановительную обстановку и отрицательные значения Eh.

Показателями солености воды, вернее концентрации растворов, являются карбонаты, сульфаты, хлориды. В интервале солености 4−15% осаждаются карбонаты кальция и магния с последующим образованием известняка и доломита. Вода с соленостью более 12−15% является источником сульфатов — гипса, ангидрита. Из рассолов с соленостью 25−27% высаживается галит, а при концентрации 30−32% - калийно-магнезиальные соли.

Относительно аутигенных минералов применимо понятие парагенетические ассоциации, объединяющие минералы, образованные генетически единым процессом. Примером такой ассоциации может служить ряд последовательного осаждения минеральных образований в соленосных лагунах: гипс, затем совместное осаждение каменой соли, гипса, полигалита.

К числу аутигенных образований осадочных пород часто органические остатки, в том числе растительные, скопления которых могут сформировать осадочную породу. К породообразующим организмам принадлежат:

1. организмы с кремневой раковиной, или скелетом (радиолярии, губки, диатомеи). Например: радиолярии слагают породы, состоящие из морских одноклеточных микроорганизмов с опаловым скелетом;

2. организмы с известковой раковиной или скелетом (фораминиферы, губки, кораллы, мшанки и др.), сине-зеленые, зеленые, багряные водоросли.

Глава 2. Первичный и вторичный минеральный состав осадочных пород Комплекс минералов, образованных при конкретных условиях литогенеза, характерный для осадочной породы определенного происхождения, является первичным. Вещества, участвующие в формировании первичного состава породы, поступают в осадок при седиментации с перераспределением в составе осадка в стадию диагенеза.

Преобразования горной породы по завершению литогенеза (стадии катагенеза, метагенеза, гипергенеза) с изменением ее минерального, химического состава, текстуры, структуры называются наложенными или вторичными. Они происходят в результате смены давления, температуры, кислотности-щелочности, окислительно-восстановительного потенциала, условий залегания, соотношения с водной составляющей и идут с привносом, выносом, либо перераспределением вещества, проявленными в различной степени. Возникшие при этом минералы и минеральные ассоциации называются вторичными. Эти вопросы рассмотрены на примере отложений различного возраста, различных климатических зон, тектонических структур. Процессы вторичного изменения осадочных пород (образования минералов), идущие с привносом-выносом вещества, называются эпигенетическими или эпигенезом. Термин в такой трактовке применяется в учении о полезных ископаемых. Его использование в литологии для обозначения стадии литогенеза не рекомендуется.

Структуры и текстуры осадочных пород Характерными признаками любой породы, в том числе осадочной, являются не только вещественный минеральный состав, но и особенности строения, обусловленные формой, размером слагающих ее частиц, их взаимоотношениями в объеме породы.

Текстуры и структуры — важнейшие характеристики осадочных пород. Дословный перевод с латинского: структура (structura) — строение, устройство, расположение; текстура (textura) — ткань, соединение, связь.

Под структурой понимают особенности строения осадочной породы, определяемые формой, размерами и взаимоотношением слагающих ее частиц. Структура породы зависит от морфологических особенностей отдельных составных частей и характера их сочетания.

Текстура — это сложение, обуславливаемой ориентировкой, относительным расположением компонентов породы, а также способом выполнения пространства. По Л. Б. Рухину текстура отражает размещение составных частей и их взаимное расположение. Наиболее характерные текстурные признаки — слоистость, ориентировка частиц и органических остатков, либо хаотичность, беспорядочность, изотропность.

Структуры и текстуры изучаются на макроуровне (штуф, обнажение, слой, пласт, пачка, толща) и микроуровне (в шлифах с помощью микроскопа). Результаты этих наблюдений дополняют друг друга.

Структура наиболее отчетливо устанавливается по размеру зерен, слагающих породу, и является характерным признаком для пород конкретного состава и происхождения. Их подразделение, номенклатура не являются однозначными.

Структуры пород обломочных делятся на:

· грубообломочную (крупнообломочная или псефитовая), с диаметром зерен более 2 мм;

· песчаную (псаммитовая), с диамтером зерен 2−0,1 мм;

· алевритовую (структура мелкообломочных пород), с диаметром зерен меньше 0,1 мм;

· пелитовую;

· смешанные.

Среди пород химического происхождения, хемогенных, по основному структурному признаку — величине зерен, выделяют:

· грубокристаллическую, более 1 мм;

· крупнокристаллическую, 1−0,5 мм;

· среднекристаллическую (0,5−0,25 мм);

· мелкокристаллическую (0,25−0,1 мм);

· тонкокристаллическую (0,1−0,01 мм);

· микрокристаллическую (<0,01 мм).

Иногда выделяют структуру пелитоморфную, размер зерен менее 0,05 мм.

Структура биогенных пород, сложенных хорошо сохранившими свою форму органическими остатками (состоят из целых раковин и скелетов организмов), называют биоморфными (цельнораковинными). Если же остатки организмов находятся в породе в виде окатанных, полуокатаных обломоков, то их структура будет именоваться детриусовой (органогенно-детритовой), или биокластовой. Среди органогенно-детритовых структур по размеру обломков выделяют:

· грубообломочные (ракушечниковые), диаметр обломков > 1 мм;

· крупнообломочные, 1−0,5 мм;

· среднеобломочные, 0,5−0,25 мм;

· мелкообломочные, 0,25−0,05 мм;

· тонкообломочные (шламовые), < 0,05 мм.

При изучении в шлифах, в породах, образованных при отложении вещества из растворов, можно наблюдать колломорфные структуры, обязанные наличию в их составе минеральных агрегатов криволинейных, прихотливо изогнутых, большей частью сферических очертаний. Выделяется оолитовая структура, обусловленная сложением породы округлыми, почти сферическими образованиями с центральным ядром концентрически-зонального строения небольших размеров, порядка 0,5 мм в диаметре. Более крупные разновидности оолитов (до 2−10 мм) называются пизолитами. Слои концентры отражают периодичность отложения вещества. В результате роста кристаллов при раскристаллизации и перекристаллизации может возникнуть вторичное радиально-лучистое строение, оолит превратится в прозрачный сферолит. В сферолитах игольчатые, волокнистые кристаллы радиально расходятся от центра. Не исключается первичность, изначальность радиально-лучистой структуры сферолитов. Взаимоотношения радиально-лучистого и концентрически-зонального скорлуповатого строения сферолитов могут быть различными. Часто отмечается раскристаллизация зонального концентра с радиально ориентированными кристаллами при отсутствии таковой в других слойках оолита.

Разновидностью колломорфной структуры является ооидная (бобовая), отличающаяся присутствием в тонкодисперсной массе округлых, похожих на оолиты, но менее правильной формы, большей частью без центрального ядра минеральных агрегатов с волнистыми «размытыми» границами концентрических слоев.

Учитывая особенности строения, размеры зерен, агрегатов, помимо оолитовой, сферолитовой, ооидной структур выделяются различные виды обломочных структур, например пелитовая, пластинчатая, радиально-лучистая и др.

При изучении структурных особенностей обычно определяется структура породы в целом и структура цемента, если он присутствует в породе. Характеристика структуры по размеру, форме зерен дополняется выявленными при изучении шлифов особенностями строения цемента. При этом учитывается его состав, количество, способ цементации, соотношение с обломочной частью породы, степень кристалличности, характер распределения в породе, сортировка и взаимоотношение с обломками.

Породы, прошедшие стадию метагенеза, приобретают конформно-регенерационную, мозаичную, шиповидную и зубчатую структуры. Конформно-регенерационная структура выражается во взаимной приспособленности зерен друг к другу одновременно с их регенерацией.

Мозаичная или гранобластовая структура возникает в результате уплотнения породы, соприкосновения зерен с одновременной частичной перекристаллизацией их краевых частей. Шиповидные и зубчатые структуры образуются при перекристаллизации и частичном растворении зерна под действием стресса (тектонического сжатия).

Элементы структуры и текстуры связаны между собой и зачастую затруднительно провести границу между структурными и текстурными признаками. Так форма и размер песчаных зерен — элемент структуры, а их взаимное определенным образом расположение в породе — признак текстуры.

Текстуры формируются одновременно с накоплением осадка, либо в процессе литификации и последующих преобразований породы. Поэтому правомочно разделение текстур на 2 большие группы — первичных и вторичных текстур. Вторичные текстуры возникают позднее в результате взаимодействия различных процессов, действующих при диагенезе, метагенезе и выветривании.

Сложение осадочной породы (текстура) фиксируется в особенностях внутреннего строения пласта — внутрипластовые текстуры и на поверхности напластования — текстуры поверхности наслоения.

Существенное значение в формировании текстурного облика породы могут играть живые организмы. В связи с этим текстуры подразделяются на биогенные и абиогенные.

Абиогенные текстуры в группе внутрипластовых текстур включают массивную (неслоистую) и слоистые текстуры.

Слоистость — это неоднородность осадочных пород в разрезе по вертикали при однородном сложении по горизонтали. Она может выражаться сменой минерального состава, сменой структуры (песок — гравий), или его текстуры. В последнем случае массивный песчаник сменяется слоистым.

Причины возникновения слоистости — изменение параметров процесса осадконакопления. Эти параметры зависят:

1. от механизма образования осадка: в условиях течения, волнения, неподвижной среды, за счет осаждения, выпадения в осадок из растворов, в результате роста живых организмов, например, образование рифа и др.;

2. от тектонических условий: поднятия и опускания вызывают изменения в характере сноса осадочного материала;

3. от периодических изменений климата — количества осадков, наличия растительного покрова, наличия временных потоков, усиления, либо ослабления деятельности микроорганизмов;

4. от уплотнения осадков под давлением вышележащих толщ.

При характеристике слоистости используют понятие об элементах слоистости осадочных толщ. Слоистые текстуры по характеру взаимоотношения слойков и слоев, по форме и по их отношению к горизонту или серийным границам делятся на 3 основных типа.

Таблица 1 — Элементы слоистости толщ осадочных пород

геологический осадочный порода бассейн Горизонтальная слоистость — чередование слойков и слоев, параллельных плоскости наслоения. Характерна для морских, флишевых толщ, озерных накоплений, но встречается и в горном аллювии.

Волнистая слоистость — чередование серии слойков, имеющих криволинейную выпукло-вогнутую форму. Типичны для осадков прибрежной зоны моря, эоловых, речных отложений.

Косая слоистость — серии косых слойков расположены внутри одного пласта или слоя косо, под определенным углом. Виды косой слоистости многообразны и зависят от типа осадков, способов образования и условий отложения.

Различают косую слоистость с параллельными и перекрестными сериями, однонаправленную и разнонаправленную. Своеобразную слоистость имеют эоловые осадки, представляющие собой сочетание косой и волнистой слоистости. Разновидностью косой слоистости является диагональная косоволнистая слоистость прибрежно-морского типа.

Текстурно-структурные признаки пород, и в первую очередь, слоистость, используют для выявления характерных черт обстановки осадконакопления в совокупности со множеством других прямых и косвенных показателей. Тем, не менее, целенаправленное изучение текстур осадочных образований в последние десятилетия значительно расширило возможности их генетической интерпретации. В частности, накоплен материал по сравнительной характеристике однотипных видов слоистости в породах разного происхождения. Так эоловая косая слойчастость по сравнению с речной отмечается меньшим постоянством углов падения из-за изменчивости направлений и силы ветра.

Закономерности изменения слоистости русловых отложений выявлены и показаны многими исследователями. Гравийно-песчаные осадки, накопившиеся в стрежневой зоне русел равнинных рек, могут быть неслоистыми, с неправильной горизонтальной слоистостью, иметь крупную косую однонаправленную слоистость. Правильная однонаправленная косая слоистость с однообразным наклонением косых слойков вниз по течению характерная для основной части руслового аллювия. Четкую горизонтальную слоистость имеют осадки озер в пустынях и в прибрежных зонах моря аридных областей. Учитывая факторы зависимости текстурно-структурного облика породы от способа отложения осадочного материала и обстановки осадконакопления, тем не менее, можно наметить доминирование конкретных видов слоистости для осадков определенного типа: косая слоистость типична для потоковых, русловых накоплений; для гравийно-песчаных осадков полосы активного морского прибоя характерна перекрестная косая слойчатость разносторонне наклоненная под разными углами; разновидности горизонтальной и волнистой — для озерных, пойменных, подводнодельтовых, удаленных от берега морских осадков. Более подробная характеристика текстур и структур дана при описании осадочных пород.

К категории внутрипластовых текстур и поверхностей напластования относятся сланцеватая, комковатая, чешуйчатая, ячеистая, сгустковатая и другие текстуры, текстуры оползания, ориентированных обломков, сутуростилолитовая, конус в конус или фунтиковая. Сланцеватая текстура, как правило, образуется при метагенезе осадочных пород и является вторичной. Сутуростилолитовая текстура типична для катагенеза и метагенеза. Текстуры оползания — следствие подводно-оползневой деформации. Подводно-оползневые процессы в настоящее время рассматриваются как породообразующие, приводящие к образованию песчано-илистых отложений с четкой градационной дифференциацией материала по размеру зерен.

Поверхности напластования элементов осадочной толщи осложняются наличием знаков ряби, образованных действием волн, течений, ветра, струй стекания. На плоскостях напластования могут наблюдаться следы трещин усыхания, капель, жизнедеятельности позвоночных животных, ракообразных, ползающих, роющих, сверлящих организмов, отпечатки и различные остатки растений и животных.

Формы отдельности различны: плитчатая, столбчатая, кубовидная, ромбовидная, оскольчатая. Шаровая и др.

По природе напряжений, разрядка которых вызывает раскалывание, отдельность бывает экзогенной и эндогенной.

Глава 3. Механизмы формирования осадочных бассейнов Понятие «осадочный бассейн» трактуется разными исследователями различно. В классическом варианте осадочный бассейн — это блюдцеобразная впадина в земной коре, заполненная осадками. Но по мере изучения геологии Земли стало ясно, что есть много бассейнов с разной геометрией и природой. Поэтому наиболее простое и широкое понятие осадочного бассейна — это область консолидированной (то есть складчатой, мета-морфизованной или базальтовой) земной коры любого типа, перекрытая чехлом недеформированных либо сла-бодеформированных осадков. Так как именно к осадочным бассейнам приурочены природные запасы нефти, газа и угля, к ним давно приковано внимание ученых. Классификации осадочных бассейнов, предложенные разными авторами, сложны и разнообразны. Геология и геодинамика осадочных бассейнов — бурно развивающиеся направления в науках о Земле. Последние сводки по осадочным бассейнам представлены в [1—4].

Что главное в механизмах образования осадочных бассейнов? Для образования осадочного бассейна необходимы два важнейших условия: 1) должно быть образовано пространство, которое может быть заполнено осадком какого-либо типа; 2) должен быть источник осадка любого вида. Существует много разных типов осадков, но доминируют два — обломочные осадки и продукты их разрушения (песчаники, глины, конгломераты) и биогенные осадки (известняки, кремни).

Обломочные осадки в большинстве случае формируются при эрозии континентов, и особенно их наиболее приподнятых зон — горных областей. Они транспортируются в осадочные бассейны в основном речными системами. Биогенные осадки связаны с тем, что карбонаты или кремнезем образовывали скелеты микрои макрофауны и флоры (нанопланктона, зоопланктона, рифостроящих организмов, двустворчатых моллюсков, аммонитов). Организмы с карбонатными или кремнеземными скелетами образовывали осадок на дне моря. Рассмотрим только первое условие для формирования осадочного бассейна: как создается пространство, которое может быть заполнено осадком, при этом приведем только наиболее типичные случаи, которые хорошо изучены.

Большинство осадочных бассейнов связаны с впадинами в рельефе, то есть на поверхности земной коры образовывались или обосабливались понижения (депрессии), которые заполнялись осадками (например, во впадину-море текли реки и приносили обломочный материал, во впадине-море находилось огромное количество организмов и формировались биогенные известняки).

Как может возникнуть впадина на земной коре? (Конечно, и океаны в целом можно называть осадочными бассейнами, но традиционно они разделяются на континентальные окраины разных типов, глубоководные котловины, океанические приподнятые плато и срединные хребты.) Есть три основных варианта: 1) от-шнурованные бассейны, 2) остаточные бассейны, 3) новообразованные бассейны — прогибы за счет погружения коры. Наша классификация есть некая идеализация реальных явлений, но она помогает понять, как образуются основные осадочные бассейны на Земле.

Отшнурованные бассейны Осадочный бассейн может быть образован при отшну-ровывании (отделении поднятием) небольшого бассейна от более крупного. Например, между вулканической дугой типа Курильской и желобом океана часто вырастает поднятие за счет нагромождения вещества над зоной субдукции (зоной погружения литосферы в мантию). Это так называемая авулканическая дуга, создаваемая аккреционным комплексом (комплексом приращения), который по механизму формирования напоминает кучу осадка перед движущимся бульдозером в зоне надвига-поддвига литосферных плит. Данное формирующееся поднятие, как дамба, отделяет часть моря. И эта отшнурованная часть моря становится ловушкой для осадочного материала, сносимого с вулканической дуги. Таких примеров много. И наиболее типичными являются так называемые преддуговые прогибы, широко распространенные между вулканическим дугами (типа Камчатской, Японской, Индонезийской, Курильской) и соседними глубоководными желобами (рис. 1).

Остаточные бассейны Остаточные осадочные бассейны образуются тогда, когда большой бассейн с удаленными источниками сноса осадков резко сокращается в размерах в ходе субдукции (погружения в астеносферу) его литосферы и превращается в относительно небольшой глубокий бассейн, окруженный горными областями. В этом случае бассейн становится местом для быстрого осадконакопления. Типичный пример — впадина Восточного Средиземноморья, в которой мощность осадочного чехла достигает 10—15 км. Это остаток ранее существовавшего огромного океана Тетис шириной в сотни или тысячи километров, который в мезозое разделял Европу и Африку с Аравией (рис. 2).

Новообразованные бассейны-прогибы и механизмы их формирования Новообразованные бассейны-прогибы — самый распространенный тип осадочных бассейнов. Среди новообразованных прогибов можно выделить четыре принципиально различающихся типа по механизму погружения: 1) прогибание из-за растяжения литосферы, 2) прогибание в связи со вдавливанием вниз блока литосферы в ходе ее сжатия, 3) прогибание литосферы из-за ее утяжеления, 4) прогибание литосферы в связи с ее изгибом. Все эти четыре типа прогибов (включая их сочетания) широко распространены.

Растяжение литосферы приводит к образованию рифта — большого грабена или системы грабенов в масштабах литосферы (рис. 3). Примеры рифтов — это современные впадины озер Байкал и Танганьика, риф-товые долины Кении и Эфиопии, рифтовая долина вдоль реки Рейн. Рассмотрим, как происходит образование рифтов.

Внешняя твердая оболочка Земли называется литосферой. В литосфере в целом чем глубже, тем более пластичные породы, так как с глубиной возрастает температура (но в связи с тем, что с глубиной меняетсяи химический состав литосферы, эта закономерность имеет более сложный характер). Литосфера под действием растяжения может вести себя двумя различными способами (см. рис. 3). Вариант I — литосфера пластически растягивается в шейку (как если бы вы растягивали мягкий пластилин), и на ее поверхности образуется линейное понижение (или рифт). Вариант II — литосфера рвется по пологому сбросу (разлому), и рифт образуется за счет смещения нависающего блока литосферы по этому сбросу. В природе ни первый, ни второй вариант в чистом виде не проявляются, но они реализуются совместно с большей ролью то одного, то другого механизма. Так образуются рифтовые впадины шириной по 20—150 км, которые широко распространены на Земле. Типичная толщина осадочного чехла в рифтах составляет 4—10 км. Если растяжение происходит и дальше, то континентальная литосфера разрывается и начинается образование океанического бассейна с корой базальтового состава. Ширина этого бассейна может быть от первых сотен километров (например, Красное море) до тысяч километров (например, Индийский океан). И океаны как гигантские впадины на Земле можно также рассматривать как осадочные бассейны.

Земная литосфера часто подвергается региональному сжатию с образованием осадочных бассейнов вдавливания литосферы, например в таких обширных горных областях, как системы гор от Тянь-Шаня до Алтая. При сжатии литосферы формируются межгорные впадины вдавливания коры или литосферы вниз типа впадин Ферганской долины и озера Иссык-Куль с мощностью осадочного чехла 5—8 км. Такое вдавливание коры вниз могло осуществляться двумя путями. Первый вариант — литосфера межгорной впадины вдавливается вниз как синклинальная общелитосферная складка, второй вариант — литосфера межгорной впадины, ограниченная взбросами, вдавливается вниз, зажатая между двумя литосферными блоками, выдавливающимися вверх (рис. 4). Также можно сказать, что в природе оба этих механизма реализуются, но в разных случаях преобладает то первый, то второй вариант.

Прогибание в связи с утяжелением литосферы (или термальное погружение) является наиболее распространенным вариантом формирования широких осадочных бассейнов типа Северного моря и Западной Сибири. Часто такое прогибание протекает после завершения этапа рифтообразования, оно называется пострифтовым погружением. Рассмотрим, в чем его суть (рис. 5). При рифтинге (то есть рифтообразовании) происходит шей-кообразное утонение литосферы. Под литосферой рас полагается астеносфера с частично расплавленным веществом мантии. Под зоной шейкообразного утонения литосферы (рифтом) уменьшается давление на вещество астеносферы (происходит так называемая декомпрессия). Как известно, при снижении давления температура плавления породы понижается, значит, астеносфера под рифтом повышает степень своего плавления и становится легче. Часто из мантии в зону этого усиленного плавления может перетекать дополнительно более горячее вещество. Под рифтом в итоге образуется «горячее пятно». Когда рифтинг останавливается и декомпрессия заканчивается, то горячее пятно начинает охлаждаться сверху. Его бывшее астеносферное вещество наращивает толщину литосферы снизу. В итоге литосфера утолщается и становится плотнее подстилающей ее астеносферы и полоса бывшей рифтовой зоны погружается. Величина этого погружения может составлять 3—10 км. Так как величина горячего пятна под рифтом обычно намного шире самого рифта, то полоса зоны пострифтового погружения составляет обычно 300—800 км.

Одними из гигантских осадочных бассейнов являются пассивные окраины континентов типа атлантических с их шельфами. В них мощность осадочного чехла может достигать 10—20 км. Главная фаза погружения пассивных окраин пострифтовая. Известно, что раньше на месте пассивных окраин были континентальные рифты. Потом рифтинг в них перерос в раздвижение континентов и спрединг океанической коры (то есть формирование новой коры в зоне раздвижения лито-сферных плит), и ось этого спрединга в виде срединно-океанического хребта постоянно отодвигалась от пассивной окраины. В итоге литосфера пассивной окраины охлаждалась, утолщалась и медленно погружалась на многие километры.

Есть гипотезы, что погружение литосферы за счет ее утяжеления может проходить и без рифтинга. Известно, что горные породы, слагающие литосферу, состоят из минералов. При разных давлениях, температурах, наличии или отсутствия флюидов в минералах, слагающих породы, могут происходить фазовые изменения с переменой их плотностей. Есть гипотетические варианты, что эти фазовые переходы имеют значительные масштабы [1], а так как реально температуры в литосфере могут меняться на сотни градусов (как и другие параметры), то вполне вероятен механизм погружения литосферы в связи с фазовыми переходами в ней и с образованием прогиба на поверхности.

Земная литосфера под воздействием приложенных к ней силам может изгибаться, и там, где она изгибается вниз, возникает так называемый флексурный осадочный бассейн (от англ. flexure — изгиб). Есть три основных случая изгиба литосферы с формированием осадочных бассейнов: 1) зона субдукции континентальной литосферы, 2) зона изгиба литосферы под избыточной тяжестью литосферы горного сооружения и 3) зона изгиба литосферы из-за надвинутых на нее масс (рис. 6). Все они приурочены к предгорным осадочным бассейнам, располагающимися между формирующимся горным поясом и сопряженной более стабильной областью. Поэтому они называются краевыми прогибами с типичной мощностью осадков в них 5—8 км. Первый случай — континентальная литосфера пододвигается (субдуцирует) под континентальную литосферу. Это наблюдается, например, между Индийским субконтинентом и Гималаями и между Аравийским субконтинентом и Загросом. При этом в зоне поддвига литосфера субдуцирующего континента изгибается и погружается вниз. В зоне ее изгиба и погружения на поверхности возникает депрессия, и она заполняется осадками. Так перед фронтом Гималаев возник Предги-малайский (или Индо-Гангский) краевой прогиб, а перед фронтом Загроса — Предзагросский (или Персидского залива) краевой прогиб.

Второй случай — зона изгиба литосферы под избыточной тяжестью литосферы горного сооружения. При формировании горных сооружений типа Большого Кавказа, Альп, Пиренеев происходит закрытие глубоководного бассейна за счет сближения его бортов. Например, на месте Большого Кавказа 35 млн лет назад существовал глубоководный бассейн типа современного Черного моря с земной корой толщиной около 15 км, литосферой толщиной около 100 км и шириной около 200 км. При постепенном закрытии его борта сближались до полного столкновения около 11 млн лет назад. При сжатии бывшего глубоководного бассейна вещество его коры и литосферы не могло исчезнуть — оно образовало горный пояс с толщиной коры 45—50 км и толщиной литосферы до 250 км (зона с утолщенной литосферой имеет так называемый литосферный корень). Эта утолщенная литосфера с повышенной плотностью сделала литосферу горного сооружения более тяжелой, чем литосфера сопряженных областей. Под тяжестью избыточного веса литосферы орогена сопряженные с ним области начинали погружаться и образовывать предгорные осадочные бассейны. Механизм станет понятнее, если представить, земную литосферу в виде упругой пластины. Если на эту упругую пластину поставить линейно-вытянутую гирю («горный пояс»), то под тяжестью гири пластина прогнется и возле гири появятся линейные понижения из-за изгиба — краевые (предгорные) прогибы. Вероятно, так сформировались краевые прогибы севернее и южнее Большого Кавказа, вдоль которых текут реки Кубань, Терек, Кура. На концах горного сооружения такого типа (окончаниях линейно-вытянутой гири) также будет идти погружение. Вероятно, так сформировались глубокие осадочные бассейны на окончаниях Большого Кавказа — зона Ап-шеронского полуострова в районе Баку и зона Таманского полуострова в районе Тамани—Керчи. Утолщение литосферы при формировании горного пояса при сжатии не может идти бесконечно. Этот корень растет вниз за счет его сжатия и сплющивания. Ниже лито-сферного корня располагается менее плотная астеносфера. Тяжелый литосферный корень может оторваться и утонуть в астеносфере (как, например, отрывается большая сосулька). Отрыв тяжелого корня приводит к быстрому изостатическому подъему горного сооружения по тому же механизму, как если бы с корабля сбросили в воду тяжелый груз (при этом корабль сразу приподнимается). Возможно, нечто подобное произошло под центральной частью Большого Кавказа 5—10 млн лет назад. После этого события Большой Кавказ стал быстро подниматься, а на его оси возникли вулканы Эльбрус, Казбек и др. Образование этих вулканов на оси горного пояса объясняется тем, что после отрыва литосферных корней астеносферное горячее вещество близко подошло к подошве коры, вызвав его плавление и последующий вулканизм.

Третий случай — зона изгиба литосферы из-за надвинутых на нее масс. При формировании многих горно-складчатых зон типа Альп и Карпат происходит надвигание складчатых масс горного пояса на сопряженную стабильную область. Часто толщина таких надвиговых поясов достигает 5—15 км. Это означает, что на литосферу ранее стабильной области сверху накладывается дополнительная масса. Под тяжестью дополнительной массы предгорная часть должна погружаться с формированием краевого бассейна. Этот механизм реально широко распространен (Предаль-пийский, Предкарпатский, Предуральский краевые прогибы), но обычно в сочетании с описанными выше первым и вторым случаями.

Есть осадочные бассейны, связанные не с прогибами, а с поднятиями. Это, например, подводные плато типа Кергелен в океанах. В океанах на дне низкая скорость осадконакопления, но на плато глубина может составлять сотни метров. На дне плато поселяется огромное количество организмов, а в толще воды живет масса планктона и нанопланктона с карбонатными скелетами. На этих плато часто происходит значительная по масштабам карбонатная седиментация за счет микроорганизмов или, например, рифостроящих организмов. Вариантами таких океанических плато являются многочисленные атоллы и гайоты с их гигантскими рифовыми постройками.

Мы рассмотрели основные механизмы формирования осадочных бассейнов. Но каждый конкретный осадочный бассейн образовался за счет многих механизмов, которые менялись во времени последовательно или действовали одновременно. Рассмотрим некоторые классические примеры. В зоне крупнейшего на Земле нефтеносного осадочного бассейна — краевого прогиба Персидского залива около 270—260 млн лет назад формировался рифт. Затем рифт раскололся, и началось раздвижение океанического бассейна. Район прогиба Персидского залива стал пассивной окраинной океана атлантического типа. На этой окраине в области шельфа в мезозое в условиях теплого климата происходило быстрое осадконакопление с формированием нефте-материнских пород, изначально обогащенных органическим материалом. Примерно 35—40 млн лет назад на эту пассивную окраину стал надвигаться Загросский ороген (современный горный пояс) и между Аравией и Загросом стала формироваться зона субдукции с под-двигом Аравийского субконтинента под Загрос. На бассейн бывшей пассивной окраины сверху наложился флексурный бассейн зоны континентальной субдук-ции. Надвигание горных масс Загроса в сторону Аравии вызвало дополнительное погружение краевого прогиба за счет веса надвигов. Значит, современный бассейн Персидского залива возник при действии нескольких механизмов погружения литосферы.

Современный осадочный бассейн Южного Каспия, продолжающийся на суше в Азербайджан и Туркмению, также считается крупнейшим нефтегазоносным бассейном мира. Его история пока не установлена, но намечена следующая последовательность событий. Примерно 160—155 млн лет назад начался рифтинг, который 155—145 млн лет назад привел к формированию микроокеанического бассейна типа современного Тирренского моря с корой, близкой по строению к океанической. Затем 145—35 млн лет назад бассейн медленно термально погружался за счет охлаждения его литосферы и заполнялся осадками. Примерно 35 млн лет назад на месте Кавказа, Эльбруса и Копетдага начали формироваться складчатые сооружения, которые примерно последние 11 млн лет испытывают воздымание и превратились в горы. Бассейн Южного Каспия стал краевым прогибом сразу для трех горных систем: Большого Кавказа, Эльбруса и Копетдага. Погружение Южного Каспия ускорилось сразу за счет двух основных механизмов: его литосфера вдавливается вниз из-за регионального сжатия и его литосфера погружается в связи с избыточной тяжестью литосферы орогенов Большого Кавказа и Эльбруса. Можно уверенно говорить, что гигантский осадочный бассейн Южного Каспия возник за счет нескольких механизмов погружения. Большинство современных крупнейших нефтегазоносных бассейнов имеют сложную историю и формировались в ходе действий разных механизмов.

Автор благодарен своим ученикам А. В. Ершову, М. В. Коротаеву, С. Н. Болотову и П. А. Фокину, с которыми он совместно разрабатывает модели формирования осадочных бассейнов.

Литература

АртюшковЕ.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 456 с.

Никишин А.М., Ершов А. В., Копаевич Л. Ф. и др. Геоисторический и геодинамический анализ осадочных бассейнов. М.: М-во природы, 1999. 524 с. (Сер. метод. руководств по геодинам. анализу при геол. картировании / Под ред. Н.В. Меже-ловского, А.Ф. Морозова).

3. Соколов Б. А. Эволюция и нефтегазоносность осадочных бассейнов. М.: Наука, 1980. 244 с.

4. Хаин В. Е., Ломизе М. Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ, 1995. 480 с.