ДРЕЙФ МАТЕРИКОВ. ДРЕВНИЙ КЛИМАТ

ЛОТОЛОГИЧЕСКИЕ ПОКАЗАТЕЛИ КЛИМАТА. В каком климате образовывались осадки и породы. Корообразование. Минеральность и выветрелость пород

Климатическая принадлежность некоторых осадочных образований общеизвестна. Соли, гипсы, ангидриты и седиментационные доломиты образовались в условиях жаркого аридного климата, а горючие сланцы и уголь — в гумидном климате. Подробно роль и значение литологических особенностей осадочных пород рассматриваются в работах JI. Б. Рухина (1959), В. М. Синицына (1967), Н. М. Страхова (1960), М. Шварцбаха (1955) и др. Основные минеральные типы и морфологические особенности кор выветривания могут рассматриваться как единые звенья одного типоморфного ряда, производного главным образом от баланса тепла и влаги. В одном и том же климате как в современную эпоху, так и в древности формировались коры выветривания только определенного типа.

В тропическом влажном климате благодаря высокой среднегодовой температуре и обильному увлажнению выветривание протекает q наивысшей интенсивностью. Этому способствует высокое содержание в природных водах углекислоты и разнообразных органических кислот. В условиях тропического сухого (аридного) климата дефицит влаги и, как его следствие, сильная разреженность растительного покрова ограничивают развитие процессов химического выветривания. В профиле выветривания сохраняется большое количество минералов, не подвергнутых разложению.

В умеренном климате процессы химического выветривания ослабевают, и оно проявляется сезонно. Довольно часто выветривание останавливается на стадии гидратации.

Проведенные в последние годы детальные палеоклиматические исследования (Синицын, 1965, 1966, 1970; Гольберт и др., 1977; Ясаманов, 1976, 1978) и сравнительный анализ современных и древних эпох корообразования с соответствующими природными условиями позволили установить ландшафтно-климатические условия выветривания. В тропических пустынях (экстрааридный климат) формируются сульфатно-карбонатные и карбонатные коры выветривания; в пределах полупустынь и опустынен- ных саванн (тропический аридный климат) образуются главным образом силицитные коры, а в саваннах (пере- менно-влажный тропический климат) наряду с силицитным профилем формируются ферраллитный и сиаллит- ный. Несмотря на высокую влажность, не только само существование относительно низких среднегодовых температур, но главным образом их сезонные колебания в субтропическом климате приводят к образованию фер- ритного и ферритно-сиаллитного профилей выветривания.

Реконструкции основных климатообразующих факторов древних эпох и климатические данные современности позволяют выявить наиболее оптимальные параметры, в пределах которых осуществлялось формирование латеритных, аллитных и сиаллитных кор выветривания.

Латеритный процесс протекает в условиях равномерно-влажного тропического климата с годовой суммой атмосферных осадков 1500—3000 мм, со среднегодовыми температурами + 22, +26° С (температуры самого жаркого месяца 28—30°, средняя температура наиболее прохладного месяца 18—24°С); суммарная солнечная радиация достигает 120—180 ккал / см2 год, индекс сухости — 0,4—0,8, радиационный баланс — 60—80 ккал/см2 год. Ка- олинитовые коры выветривания формируются в значительно более широких диапазонах. Их образование прекращается при следующих параметрах: годовая сумма атмосферных осадков — менее 700 мм, среднегодовая температура — менее 15° С (средняя температура жаркого месяца — около +20°С, а самого прохладного — —5° С), суммарная солнечная радиация составляет менее 100 ккаи/см2 год, индекс сухости — более 1,5.

Динамичный рельеф в областях активных тектонических движений способствует дезинтеграции пород, и на большой объем терригенных образований до их захоронения не успевают воздействовать процессы химического выветривания. В результате формируются полимиктовые. пески, в которых ведущая роль принадлежит неустойчивым компонентам, в том числе таким, как роговые обманки, пиро- ксены и натриево-калиевые полевые шпаты.

На платформах механическая дезинтеграция уступает ведущее место химическому выветриванию с одновременным возрастанием дальности транспортировки терригенного материала, миграции растворенных веществ, степени отсортированности, а также многочисленному переотложению материала до окончательного захоронения. В условиях жаркого и влажного климата неустойчивые минералы разрушаются и формируются олигомикто- вые осадки (в них содержание полевых шпатов не превышает 25%), а позднее и мономиктовые. Обычно с мономиктовыми (кварцевыми) песками ассоциируются породы, своим образованием обязанные глубокому химическому выветриванию. К ним относятся каолиновые и бокситовые глины, накопления свободного кремнезема, высокожелезистые образования (лептохлорит, шамозит, глауконит) и фосфориты. Однако известны довольно многочисленные примеры, когда олигомиктовые и даже мономиктовые песчаные толщи сформировались в условиях умеренного климата в результате размыва более древних толщ олигомиктового состава.

На платформах с их равнинным рельефом в условиях аридного климата минеральный состав песков такой же, как и в областях с контрастным рельефом. В терригенных осадках сохраняется большое число неустойчивых к выветриванию минералов и накапливаются образования полимиктового типа.

Большое значение при палеогеографических исследованиях имеют коэффициенты мономинеральности и выветрелости, предложенные В. П. Ка- зариновым (1958), и коэффициент устойчивости (палеогеографический коэффициент), предложенный А. Н. Сиговым (1956). Коэффициент мономинеральности служит числовой характеристикой зрелости терригенных осадков и отражает их минеральный состав. Он является частным от деления количества устойчивых при выветривании порообразующих компонентов (кварц, кремнезем) на количество неустойчивых (полевые шпаты, обломки алюмосиликатов). Породы с высокими коэффициентами мономинеральности отражают существование низменного рельефа и широкое развитие процессов глубокого химического выветривания.

Образование глин тесно связано с химическим выветриванием, для которого необходимы высокие температуры, обильное увлажнение и энергичное поступление в почвенные растворы углекислого газа и органических кислот. Поэтому глинообразова- ние в наибольших масштабах проявляется в тропическом влажном и муссон- ном климатах и постепенно угасает в аридном и умеренном. Накопление глинистых минералов осуществляется под воздействием различных природных факторов, и среди них ведущая роль принадлежит климату. В зависимости от термических условий в гумидных областях встречается различная ассоциация глинистых минералов. В умеренном климате образуются бейделлит, гидрослюды и монтмориллонит, а в тропическом — каолинит и галлуазит. В аридной области накапливаются гидрослюды, монтмориллонит, палыгорскит и се- пиолит, но их соотношение изменяется в зависимости от ландшафтных обста- новок. Хотя в континентальных седи- ментационных бассейнах аридной области глинистые толщи накапливаются в ограниченных масштабах, они состоят главным образом из палыгор- скита и гидрослюды, В лагунах формируются глины, сложенные из палы- горскита, монтмориллонита и гидро- слюды, а в морских условиях преобладает гидрослюдисто-монтмориллони- товая ассоциация.

Недостаточность тепла и слабая плотность почвенных и поверхностных вод в холодном климате служат препятствием для образования глинистых минералов. Исходные породы не разлагаются, а дезинтегрируются. Поэтому глинистые продукты в этом типе климата почти не образуются.

В современных условиях обнаруживается определенная закономерность в распределении глинистых минералов, обусловленная климатическим влиянием. По данным М. И. Ратеева и др. (1965) и А. П. Лисицына (1974,1978), максимальные концентрации каолинa приурочены к экваториальному и топическому поясам. В умеренных широтах главенствующая роль принадлежит иллиту.

Угли и горючие сланцы являются концентраторами углерода растительного происхождения и различаются между собой палеогеографическими условиями образования. Горючие сланцы формируются в мелководных морях и крупных озерных водоемах, расположенных в жарком аридном климате. Высокий термический режим и значительное солнечное освещение способствовали развитию фитопланктона и фитобентоса.

Основные ландшафтные и геохронологические закономерности угле накопления определяются климатом. От него зависят состав и мощность растительного покрова, фациальные условия угле накопления и степень окаменения растительных остатков. В экваториальном влажном климате, несмотря на огромный объем растительной массы, происходит быстрое и полное разложение растительных осадков. Угленакопление осуществляется главным образом в пределах заболоченных приморских низменностей. В значительно больших масштабах происходит формирование угленосных толщ во влажном тропическом и влажном умеренном климатических поясах.

Климат находит свое отражение и в петрографическом составе углей. Угли класса гелитолитов, для которых свойственна высокая степень остудения растительных тканей и сильная разложенность органического материала, образовались в равно? мерно-влажном климате, угли класса' фюзенолитов, у которых сохраняются структуры растительных тканей, накопились в периодически подсыхающих болотах в обстановке переменно- влажного климата.

Исследования последних лет (Ака- емов и др., 1975; Теняков, 1979; Яса- манов, 1978) убедительно доказали, что для образования латеритных покровов наиболее благоприятны природные условия, присущие равномерно-влажному экваториальному или экстратропическому климатам. Смена режима выпадения осадков сперва приводит к появлению на поверхности покровов и н фи л ьтра цио н но го горизонта, или кирасы, различной мощности, Условия переменно-влажного тропического климата с одним или несколькими сухими сезонами общей продолжительностью 2—3 месяца способствуют деградации лесной растительности. В этих условиях происходит смена ландшафта влажных лесов парковыми и высокотравными саваннами и развиваются процессы эрозии. Осадочно-латеритные бокситы формировались в более широком климатическом диапазоне, чем латерит- ные. Они образовались главным образом в тропическом климате со среднегодовыми температурами более 20° С в условиях переменной влажности с одним или несколькими сухими сезонами продолжительностью не более 2—3 месяцев. Осадочные бокситы накапливались в овражно-балочных системах, в поймах рек и в мелководной части крупных озерных водоемов. Процессы аккумуляции бокситового материала осуществлялись в самых различных климатических условиях со среднегодовыми температурами более 15° С.

Мобилизация фосфора в континентальных условиях происходит в условиях теплого влажного климата. Наиболее широко соединения фосфора распространены в областях развития мономиктовых и олигомиктовых формаций.

Фосфоритообразование морского генезиса приурочено к границам гу- мидной и экстрааридной областей и постепенно угасает в зоне равномерно-влажного и экстрааридного климата. Вместе с тем фосфоритонос- ность гумидных и аридных областей существенно различна. Для аридного типа фосфоритов характерны высокое содержание P2Os, хемогенный генезис, пластовый тип залежей и преобладание оолитовых и зернистых разностей. Они ассоциируются с высокомагнезиальными известняками и доломитами. В областях переменно- влажного теплого климата распространены желваковые залежи фосфоритов с невысоким содержанием Р2О5.

Повышенное содержание железа в земной коре — одна из основных причин его значительной роли в аути- генном минералообразовании. В окислительных условиях(области аридного и переменно-влажного климата) преобладает трехвалентное' железо, а в восстановительных (равномерно- влажный климат) — ведущая роль принадлежит двухвалентному. Следовательно, отношение Fe+3 к Fe+2 в аутигенной части осадка может быть использовано в качестве индикатора климата (Синицын, 1967). Присутствие глауконита в осадках указывает на существование теплого климата, так как глауконит в осадках современных морей распространяется до районов со среднегодовыми температурами 12° С (изотермы самого холодного месяца 0°С).

Согласно В. М. Синицыну (1967), показателем зонального типа климата служит объем аутигенных образований в составе осадочной толщи. Максимального развития процессы мобилизации, миграции и аккумуляции аутигенных образований железа достигают в зоне накопления олиго- миктовой формации, т. е. в условиях жаркого и достаточно влажного климата. В областях прохладного гумид- ного климата и тропического аридного климата, т. е. в областях развития осадков мезомиктовой и полимик- товой формаций, масштаб аутогенного минералообразования сокращается и полностью угасает в экстрааридном и умеренно-холодном климатах.

Достаточно важные климатические индикаторы — известняки, доломиты, соли, гипсы и ангидриты. Как органогенные, так и хемогенные известняки являются осадками теплого климата. Высокие концентрации карбоната кальция приурочены к низким широтам и отсутствуют в высоких широтах (Страхов, 1960; Лисицын, 1974). Это связано с тем, что теплые воды содержат мало углекислого газа, способствующего растворению извести. При высоких среднегодовых температурах вода быстро достигает насыщения карбонатом кальция, который и выпадает в осадок.

Известковые отложения могут рассматриваться как зональные осадки тропиков и субтропиков, особенно областей мелководья. Интенсивное кар- бонатонакопление происходит на двух уровнях: на глубинах до 200 м и на глубинах около 3000 м. Согласно А. П. Лисицыну (1974), в верхней ступени карбонатонакопления преобладает биогенный процесс и только в средних зонах характерно наряду с биогенным химико-биологическое и даже химическое карбонатонакопле- ние. В нижней батиметрической зоне господствует кальцит, а в верхней наряду с кальцитом встречаются ара- гонитовые образования.

Кроме температуры существенное влияние на развитие процесса карбонатонакопления оказывают степень испарения, интенсивность освещения и размер континентального стока. Сильное испарение повышает соленость морских вод, а освещенность влияет на активность планктонных и мелководных бентосных организмов, способствующих осаждению карбоната кальция. Обильный континентальный сток ослабляет процесс карбона- тоосаждения. Поэтому в жарких аридных областях накопление извести происходит интенсивнее, чем в умеренных гумидных.

Доломиты являются осадками областей теплого аридного климата. В палеозое процесс образования доломитов локализован в прибрежном мелководье, а в мезозое • и кайнозое — в лагунах аридных областей. Растворимость доломита в природных водах выше растворимости кальцита, поэтому доломит выпадает в осадок после кальцита при возрастающей минерализации воды и высоком щелочном резерве.

Определенное значение при палеоклиматических реконструкциях играет величина отношения кальция к магнию в карбонатных процессах. Хотя эта величина не дает конкретной цифры температуры воды, но тем не менее ее можно использовать как качественный показатель термического режима. По данным Р. Фэйр- бриджа (Fairbridge, 1963), в районе Багамских островов концентрация магния возрастает в сторону прибрежного мелководья, а в направлении открытого моря, где температура ниже, высокомагнезиальный кальцит заменяется низкомагнезиальным. Наивысшие концентрации Mg в карбонатных породах, в частности в органогенных известняках, наблюдаются в экваториальных и тропических широтах и уменьшаются к полюсам.

Палеогеографические условия со- ленакопления в течение фанерозоя постепенно изменялись. В палеозое формирование соленосных отложений осуществлялось в обширных морях, возможно имевших значительные глубины (Яншин, 1977). В мезозое процесс седмиентации каменных и калийных солей сместился в мелководные лагуны. В кайнозое процесс со- ленакопления в значительной степени сосредоточен в континентальных условиях.

Климатические условия соленакопления и образования сульфатных отложений в фанерозое существенно не изменились. Их формированию благоприятствовал жаркий аридный климат с резким преобладанием испарения над увлажнением.

Современные солеродные бассейны Северной Америки, по Р. Грину, располагаются в областях, где испарение в 3 раза превышает увлажнение, а среднегодовая температура равна 19—20° С.

Исследования Н. М. Страхова (1960) и А. П. Лисицына (1974,1978) показали, что Кремнезем в морской воде находится в стадии недосыщения и в современных морях и океанах происходит его биогенное осаждение. В высоких широтах оно в основном осуществляется диатомеями, а в низких — радиоляриями. Один из основных источников кремнезема — коры выветривания. Образование хемоген- ных кремнистых осадков, синхронных корам выветривания, происходит в областях влажного тропического и субтропического климата, а биогенных — в районах с умеренными температурами.