u_lectures

71

- аллоциклические механизмы – появляются в результате изменений, внешних по отношению к осадочному телу (поднятия, опускания, изменения климата или эвстатические колебания уровня моря).

Примеры: сезонное чередование слоев в ленточных глинах: слой, обогащенный песком отложился летом во время усиленного таяния ледника и обилия воды и слой, обогащенный глинистым материалом отложился в зимний период. В засолоненных лагунах и озерах благодаря изменению температуры и концентрации солей осаждаются одни соли зимой, другие летом. Существуют изменения климата – годичные, многолетние. Последние связаны с периодами изменения солнечной активности – 11,25, 35-летние, вековые, 200-300 лет и более значительные. Многолетняя периодичность в ленточных глинах, отложениях солей коррелируется с циклами солнечной активности. Периодичность в десятки тысяч лет устанавливается по составу ледниковых отложений, свидетельствующих о нескольктх периодах оледенений в истории Земли. Периодичность в десятки и сотни миллионов лет можно установить в чередовании угленосных (карбон, девон, пермь, юра, мел, палеоген, неоген) и соленосных (кебрий, девон, пермь, юра, мел, палеоген, неоген) эпох в истории Земли.

Периодичность высшего порядка регламентируется в значительной мере тектоническим фактором. Наиболее простым примером периодичности такого типа является (терригенный) флиш.

В результате понижения области питания обломочным материалом происходит накопление более тонкозернистого материала (алеврита, затем глин), при поднятии области питания накапливаются песчаные осадки. Такие тектонические колебания приводят к накоплению мощных флишевых циклических толщ. В териигенных флишевых толщах наблюдается такая последовательность слоев (сверху вниз):

3. песчаник

2.алевролит

1.аргиллит

размыв

3.аргиллит

2.алевролит

1.песчаник

размыв

3.аргиллит

2.алевролит

1.песчаник и т.д.

Каждый элемент флиша имеет трехчленное строение, при этом снизу вверх размер обломочных частиц уменьшается. Мощность элемента флиша варьирует от десятков сантиметров до нескольких метров. Суммарная мощность флишевых формаций достигает нескольких сотен метров и даже первых километров.

Угленосные циклы образуются следующим образом: на фоне медленного регионального погружения земной коры происходят относительно кратковременные движения - поднятия – которые приводят к регрессии моря. На возникшей суше при этом происходят формирование речной сети и накопление аллювиальных осадков, но преобладают эрозия и денудация. В прибрежной части водоема наоборот накапливаются осадки причем более грубозернистые чем прежде. Таким образом, происходит общая нивелировка местности с образованием лагун и болот. Последующее погружение территории сопровождается трансгрессией моря.

72

Восновании угленосного цикла залегает регрессивная серия отложений, представленная в пределах суши аллювиальными отложениями, а в прибрежной части моря – песчаными или алевритовыми образованиями, нередко с растительными остатками. Выше следуют лагунные, а затем болотные отложения, представленные, соответственно, глинистыми или алевритово-глинистыми осадками с обилием обугленной растительной органики и пластами угля. Завершает цикл трансгрессивная серия, в нижней части обычно сложенная глинистыми породами с остатками прибрежно-морской и морской фауны, а выше – мергелями и известняками типично морского генезиса. Все эти отложения слагают осадочный цикл. В дальнейшем на фоне продолжающегося регионального погружения вновь проявляются кратковременные восходящие движения, дающие начало новому циклу и т.д. Серия циклов, последовательно сменяющих друг друга, объединяется в угленосную формацию.

Изменение климатических и других условий приводит к возникновению циклов иного литологического состава и строения. Например, в разрезе ангидритовой толщи (кунгурский ярус нижней перми), вскрытой Биикжальской сверхглубокой скважиной (Прикаспийская впадина), наблюдается семь циклов, представленных закономерным чередованием пластов ангидрита мощностью 5-20 м с менее мощными (2-7 м) пластами доломита и глин. Суммарная мощность цикла варьирует в пределах 9-23 м.

Вцелом мощности осадочных циклов варьируют от единиц до десятков и сотен метров, а продолжительность их формирования составляет десятки и сотни тысяч лет. В строении цикла могут участвовать десятки и даже сотни слоев.

Н.М.Страховым в послерифейских отложениях выделена периодичность продолжительностью 40-60 млн. лет. За геологическое время от кембрия до наших дней он выделяет 12-13 осадочных макроциклов, которые связывает с орогеническими фазами. Полный макроцикл охватывает связанные с орогенезом трансгрессию океана, стабилизацию режима, регрессию и вновь стабилизацию. Такая периодичность накопления соадков подтверждается в фанерозойских отложениях Русской платформы.

Периодичность осадконакопления самого высшего порядка отмечена Л.В.Пустоваловым в фанерозойских отложениях (1940г). По его представлениям периоды

осадконакопления длительностью 150-200 млн.лет разделяются крупнейшими тектоническими фазами – каледонской, герцинской и альпийской. Периодичность этого типа выражена менее четко и это отражает общую закономерность периодичности – чем выше ее порядок, тем слабее она проявляется. Одной из основных причин этой закономерности является эволюция процесса осадконакопления.

Эволюция осадконакопления.

В ходе геологической истории Земли формирование осадочных горных пород происходило в условиях постепенного, планетарного изменения состава атмосферы, температуры, давления, газового режима и солености вод бассейнов, тектонической обстановки, форм и интенсивности органической жизни. Все это приводило к тому, что и состав осадочных пород и распространенность их различных типов существенно изменялись в течение геологической истории Земли. Поэтому автоматически переносить условия образования современных осадков на древние отложения нельзя. Нужно по возможности восстанавливать те условия, которые существовали во время образования древних толщ. Л.А. Яншин (1983) указывает, что при рассмотрении вопросов эволюции осадкообразования, необходимо абстрагироваться от генетического и геодинамического принципов. Это очевидно, так как в истории эволюции Земли существенно изменялись динамические и генетические условия осадкообразования. В связи с этим Л.А. Яншин критикует утверждение Дж. Геттона – “настоящее – есть ключь к прошлому” и

73

дальнейшее развитие этого утверждения в труде Ч. Лайеля “Основные начала геологии”(1832) – “на земной поверхности и в земной коре всегда протекали только те геологические процессы, которые происходят в современную эпоху, причем с той же интенсивностью, с которой они происходят сейчас”. Этот принцип исследования получил название принципа униформизма, или актуализма, который широко использовался при геологических исследованиях до середины ХХ века. На основе его применения делались крупные обобщения и ошибки. В настоящее время уже стало очевидным, что принцип актуализма противоречит фактам и несовместим с философскими представлениями диалектического материализма. Впервые об этом заявил Л.В. Пустовалов на 1 Всесоюзном литологическом совещании в 1952 году и призвал к необходимости изучения эволюционных процессов в осадочном породообразовании.

Н.М. Страхов (1954) отметил, “…Актуальной задачей современной литологии следует считать отнюдь не принципиальное утверждение наличия необратимой эволюции осадочного процесса – это уже пройденный этап развития науки, а раскрытие конкретных черт этой эволюции, показ ее на деле. Сделать это можно лишь конкретным, детальным, фактическим сопоставлением современного и древнего осадкообразования.”

Л.А. Яншин подчеркивает, что если при выделении формаций принимаются какие-либо исходные палеогеографические, ландшафтные или палеотектонические условия их образования, то как бы заранее принимается неизменность их в течение длительных отрезков геологической истории.

В геологическом прошлом обстановки седиментогенеза и типы литогенеза существенно отличались от современных, что необходимо учитывать при формационном анализе. В строении осадочных толщ и в вещественном составе пород происходили существенные изменения в ходе геологической истории. Эта проблема в настоящее время получила название «эволюция осадконакопления». Практически она связана с тем, что во времени образование одних осадков постепенно затухает, а вместо них из родственных компонентов возникают другие, отличающиеся своими физико-химическими и минералогическими признаками. Эти изменения обусловлены всем ходом развития Земли и связаны с эволюцией ее осадочных оболочек – атмосферы, гидросферы, литосферы и биосферы.

Эволюция осадочных оболочек Земли

1.Изменение содержания СО2 и кислорода. Первичная атмосфера Земли отличалась от современной, прежде всего, высоким содержанием углекислоты – 97% и почти полным отсутствием кислорода. В дальнейшем последующее изменение количества углекислого газа в атмосфере Земли объясняется переходом его в связанное состояние. Он входит в состав карбонатов, а входящие в его состав углерод является важным компонентом нефти, каменных углей и др. Изменение концентрации углекислоты в атфосфере влияет на климат, биохимические процессы, а также на химизм и общих ход осадконакопления. С появлением жизни стал накапливаться кислород, образовываться озоновый слой, стали протекать окислительные процессы, что также влияет на ход осадконакопления.

2.Соленость природных вод в среднем в Мировом океане составляет сейчас 3,5%. Максимумы солености наблюдаются в зонах, тяготеющих к приэкваториальным засушливым областям континентов. Воды речных и большинства озерных водоемов имеют существенно меньшую соленость. Повышенной соленостью выделяются находящиеся в областях жаркого засцушливого климата некоторые озера, лагуны и заливы. В прибрежных зонах морей в местах впадения рек соленость ниже (в Финском заливе Балтийского моря соленость воды 0,1-2%). Возникает вопрос, насколько

74

постоянны минерализация и солевой состав природных вод во времени. Считается, что первоначально воды были сильно кислыми. В них присутствовали анионы Cl, F, HCO3, BO3, H2S. Постепенно при взаимодействии с горными породами воды Мирового океана пополнялись катионами Na, K, Ca, Mg. Постепенно к началу фанерозоя за сет понижения содержания углекислоты реакция вод становилась щелочной. Не сиключено, что в периоды оледенений, когда уровень Мирового океана мог понижаться на 100-150 м (в результате образования ледников на континентах), соленость вод была несколько выше, чем в настоящее время.

3.Продукты разрушения литосферы. Литосфера является одним из основных источников осадочного материала и от того что она будет поставлять в бассейн седиментации в значительной мере зависят состав и облик будущей осадочной породы. Несомненно, продукты разрушения литосферы в течение геологического времени существенно изменялись. Первоначально главным источником осадочного материала являлись интрузивные и эффузивные горные породы, а также продукты вулканической деятельности и химических реакций. 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 Al 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 габброанортозитовые пояса и расслоенные интрузии основных пород.

4.Биосфера. Органический мир постепенно развивался, что знаменовалось появлением все более высокоорганизованных организмов. Вместе с развитием органического мира биосфера охватывала новые пространства – прибрежные зоны морей, пелагиаль, поверхность прибрежной, а затем и внутриконтинентальной суши, внутренние водоемы, атмосферу и литосферу. Организмы в биосфере распространены весьма неравномерно. Они обитают преимущественно в верхнем этаже гидросферы (примерно до глубины 100 м), на поверхности суши и в почве. При этом в пустынях и областях оледенения материков органическая жизнь угнетена и обеднена.

Продукты жизнедеятельности организмов представляют собой минеральные скелетные остатки и органическое вещество, являющееся важными составными частями осадочных пород. Количество производимой организмами биомассы в течение геологической истории Земли существенно колебалось, но в целом постепенно

возрастало. В настоящее время органическая продукция мирового океана составляет 8,9*1011 т/год или около 2,5 кг на каждый квадратный метр его поверхности, а растительности суши – 2*1010 т/год. По мере эволюции жизни менялись и продукты жизнедеятельности, накапливающиеся в осадках. Биогенный осадочный материал обусловил появление и эволюцию каустобиолитов, биогенных карбонатных, кремнистых

идругих групп пород.

76

3,5 млрд.лет, резко преобладали джеспилиты (железистые кварциты). Они представляют собой тонкослоистые породы, состоящие из чередующихся слойков до 2-3 см кварц магнетитового или кварц-гематитового состава с примесью хлорита, серицита, роговой обманки, биотита. Осадконакопление происходило в пелагической области. Лишь в конце рифея-начале палеозоя образование джеспилитов прекращается. В начале протерозоя вместе с джеспилитами получили распространение вулканогенно-осадочные железистые отложения, которые, постепенно убывая, прослеживаются до середины палеозоя. В начале рифея появляются глауконитовые песчаники, роль которых постепенно возрастает вплоть до настоящего времени. Со второй половины рифея в разрезе появляются оолитовые гидрогетит-шамозитовые руды, которые известны и в современных бассейнах. Повидимому, одновременно с вышеописанными образованиями появляются железистые окисные озерные отложения и руды коры выветривания. В целом эволюция железистых образований идет в направлении повышения роли трехвалентного железа и количества воды в железистых минералах. Кроме того, в процессе эволюции железистые накопления из типично морских превратились в прибрежные и континентальные, что связано с постепенным повышением рН вод, способствующих выпадению железистых соединений

восадок на ранних этапах литогенеза, вследствие чего вынос в море растворенных соединений железа ограничивается. Формация железистых кварцитов позднего архея и раннего протерозоя отсутствует в образованиях раннего архея и неогея. Начиная с рифея и

впалеозое формируются геосинклинальные формации с оолитовыми и пизолитовыми гетит-хлоритовыми железными рудами, содержащими медь, цинк, свинец и кобальт. Начиная с мезозоя формируются платформенные формации с мощными залежами мелкоолитовых железных руд в прибрежных частях морских бассейнов, осадках дельт, эстуариев и речных русел. В этих рудах отсутствуют примеси цветных металлов.

Эволюция каустобиолитов. На заре геологической истории в первую половину протерозойской эры, когда жизнь только зарождалась, осадки практически не содержали органического вещества. Позднее, во вторую половину протерозоя, вместе с глинистыми морскими осадками стал накапливаться планктонный органический материал, роль которого постепенно возрастала; таким образом, возникали условия для формирования горючих сланцев. С развитием придонных организмов отмершая их органическая часть вместе с планктоном принимает все большее участие в формировании осадка, способствуя широкому распространению горючих сланцев и повышению в них доли органического вещества. В палеозойскую эпоху, когда растительность стала буйно развиваться на суше, создались условия для накопления осадка, более чем на половину состоящего из органического вещества; аналогичные осадки стали возникать и в прибрежно-морских заболоченных участках. Количественные изменения соотношений глинистой и органической частей осадка привели к качественной – наряду с горючими сланцами стали образовываться угли.

Показательным примером взаимосвязи геологических процессов на Земле является зависимость масс карбонатонакопления, органического углерода от интенсивности вулканической деятельности, которая в свою очередь зависит от режима колебательных движений континентов, являющегося следствием определенных глубинных процессов Земли. Мощное карбонатонакопление, отложение органического

углерода приурочено к срединным стадиям тектонических циклов (O, D3 –C1, K) и сопряжено с интенсивным вулканизмом и выносом огромных масс глубинной углекислоты. Сокращение вулканической деятельности и выноса углекислоты характерно

для начальных и заключительных стадий тектонических циклов (Є, S-D1, P2-T2, Pg1-N2), что фиксируется в многократном уменьшении карбонатных осадков и органического вещества.

77

Мощные молассовые формации появились только в рифейское время и свидетельствуют о мощных горообразовательных процессах, проходивших в соседних территориях. Причем, мощность молассовых отложений и размеры валунов в грубообломочных фациях увеличиваются с приближением к неоген-четвертичному орогенному этапу. В разрезах щитов и древних платформ протерозойские конгломераты образуют незначительные по мощности пачки, невыдежаные по простиранию, имеют мономиктовый, либо олигомиктовый состав, сформировавшиеся как базальные слои в основании трансгрессивных серий морских осадков. К ним относятся золотоносные конгломераты Витватерсранда, Бразилии и других районов.

Эволюция флишевых формаций проявляется в составе обломочного материала. Так например, в древних (рифейских) флишевых толщах в песчаных прослоях преобладают кварц, полевые шпаты, дистен, силлиманит, рутил, турмалин, а в карбоновом флише западного склона Урала преобладает обломочный материал вулканогенного происхождения.

Эволюция песчаных формаций миогеосинклиналей заключается в формировании мономиктовых кварцевых песчаников в рифее, а в палеозойских и мезозойских миогеосинклиналях образуются полимиктовые песчаные формации, за счет размыва местных внутригеосинклинальных поднятий, сложенных вулканогенными породами.

Осадочные фации и формации

Фации и литолого-фациальный анализ.

Толщи осадочных пород могут формироваться на значительной площади, при этом можно видеть, как в пределах одновозрастных толщ или даже горизонтов происходит изменение различных параметров: состава пород, как по простиранию толщи, так и от ее подошвы к кровле; мощности толщи в разрезе и др. Закономерное чередование комплексов пород позволяет судить о периодической смене условий осадконакопления и общем направлении изменения этих условий в различные периоды. Обстановка осадконакопления определяет петрографический тип осадочной породы и заключенные в ней органические остатки. Для обозначения одновозрастных однородных осадков был предложен термин “фация”, впервые введенный в геологическую науку в 1838 году А. Гресли. По определению А. Гресли под фацией понимался осадок, характеризующийся на всем его протяжении одинаковым петрографическим составом и заключающий в себе одинаковую фауну и флору.

Большинство исследователей понимают фацию как единство типа пород и обстановки ее образования. Наиболее емким и кратким является определение, предложенное Н.В.Логвиненко "Фация - это обстановка осадконакопления, современная или древняя, овеществленная в осадке или породе".

Под физико-географическими условиями (обстановкой) понимаются все условия и характер среды осадкообразования, например: субаэральная или субаквальная среда; приуроченность к тем или иным геоморфологическим элементам суши; характер бассейна (озеро, лагуна, море) и вероятная его глубина; положение в определенной части бассейна (прибрежной, на открытом шельфе, батиальной, в застойной зоне и т.д.); удаленность от береговой линии; динамика среды; условия жизни и захоронения организмов и т.д.

Условия осадконакопления определяются рельефом, климатом, тектоникой и особенностями развития жизни на Земле в данный период. Раздел геологии, рассматривающий физико-географические обстановки осадконакопления, называется учением о фациях, а способы реконструкции этих обстановок для прошлых периодов в истории Земли называются фациальным анализом.

78

При фациальном анализе широко применяется метод актуализма. Это метод научного познания геологической истории Земли, реконструкции процессов и обстановок прошлого путем использования закономерностей, выявленных при изучении современных геологических процессов. Наиболее применим и эффективен актуалистический метод в области осадконакопления. Поэтому, чем полнее изучены современные отложения того или иного генезиса, тем детальнее могут быть установлены их ископаемые аналоги. При этом как в современных осадках, так и в древних породах сохраняются некоторые наиболее устойчивые первоначальные признаки, которые не изменились в течение длительного геологического времени. Метод актуализма применяется вместе со сравнительно-историческим методом, который рассматривает изменения во времени характера и результатов процессов, происходящих на Земле в разные эпохи.

Основой для выделения фаций является изучение горных пород и ископаемых организмов, поэтому выделяется два направления: литолого-фациальный анализ и биофациальный анализ.

Литолого-фациальный анализ опирается на определение фаций по вещественному составу и по структурным и текстурным признакам пород.

Генетическое значение состава пород. М и н е р а л ь н ы й с о с т а в имеет значение для определения источников питания исследуемого бассейна обломочным материалом и их изменения во времени. Так, описание формы, состава, распределения и условий залегания галек в песчаных породах позволяет решать вопросы об источниках приноса галек, о глубине размыва, направлении течений и пр. Широко используется для тех же целей состав породообразующей части песчаников. Если в них присутствуют обломки пород, то последние уже характеризуют состав материнских пород, а при их отсутствии рассматриваются ассоциации минералов - как породообразующих, так и акцессорных.

Обилие в тяжелой фракции апатита, циркона, рутила, роговых обманок, а в легкой - калиевых полевых шпатов и кварца свидетельствует о размыве гранитоидов. Ассоциация магнетита, титаномагнетита, сфена, основных плагиоклазов, амфиболов и пироксенов характерна для основных и ультраосновных пород. В то же время наличие основных плагиоклазов, амфиболов и пироксенов позволяет предполагать относительно недалекий перенос и аридный климат в пределах области питания, поскольку эти минералы легко истираются при механическом переносе и быстро разрушаются при выветривании в условиях гумидного климата.

Развитие дистена, ставролита, силлиманита, гранатов, андалузита при значительном содержании в легкой фракции кварца с волнистым и мозаичным погасанием указывает на размыв метаморфических комплексов. Общая бедность минералами тяжелой фракции, наличие кремней, кварцитов говорит о развитии в области сноса

осадкообразования, если он формировался в седиментогенезе или раннюю диагенетическую стадию. Обильный известковый цемент с остатками раковин указывает на теплый или жаркий климат. О засушливых условиях свидетельствует базальный гипсовый цемент. Присутствие в цементе гематита в порах или в виде "рубашек" вокруг обломочных зерен говорит о теплом (или жарком) и засушливом климате. Глауконитовый цемент так же, как и фосфатный, свидетельствует о морских условиях осадконакопления.

Обильный глинистый цемент говорит о таких условиях накопления, при которых глинистый материал не отделялся от более крупных частиц. Это может иметь место в коллювии, пролювии, моренах, в отложениях суспензионных (мутьевых) течений.

79

Каолинитовый цемент в сочетании с кварцевым составом обломочных зерен указывает на то, что размыву подвергались продукты коры выветривания.

Небольшой объем цемента указывает на неподвижную среду, и наоборот большое количество цемента свидетельствует о спокойной обстановке водного бассейна.

Туфогенный цемент свидетельствует об одновременной осадконакоплению вулканической деятельности. При этом нужно иметь в виду, что вулканический пепел может переноситься по воздуху очень далеко - на сотни километров от центров извержений. Иногда продукты вулканической деятельности превращаются в осадке в цеолиты и дают цеолитовый цемент.

Ц в е т осадочных пород имеет определенное генетическое значение. Окраска осадочной породы может быть вызвана присутствием в ней тонкорассеянного пигментирующего вещества или скоплением большого количества зерен интенсивно окрашенных минералов. Возможно сочетание двух этих факторов.

Черный цвет зависит от присутствия органического вещества как битуминозного, так и углистого. Наличие последнего указывает на влажный климат, обилие растительности. Черную окраску обломочным породам придают также скопления черных минералов (магнетита, ильменита, титаномагнетита), которые накапливались в пляжевых отложениях в результате естественного шлихования.

Бурый цвет обусловлен присутствием гидроокислов железа, образующихся в прибрежно-морских или озерных пресноводных отложениях. В красноцветных толщах, как уже говорилось выше, окраска обусловлена присутствием гематита, указывающего на жаркий засушливый климат.

Зеленый цвет обломочных пород обусловлен скоплениями зерен глауконита и хлорита, что указывает на морской генезис этих отложений. Бледно-зеленые (блеклые) тона придают породе закисные соединения железа, характерные для болотных условий.

Генетическое значение структуры пород. Структура осадочных пород -

строение, определяемое размером, формой, ориентировкой частиц и степенью кристалличности вещества.

Гранулометрический состав, характер окатанности, сортировки и изменения крупности зерен зависят от динамики среды отложения. Чем она активнее, тем более крупные обломки переносятся и откладываются. Если в обломках сохранились неустойчивые к разрушению минералы – это говорит о близком источнике сноса и о коротком промежутке времени переноса. Наоборот, наличие в обломочной части только устойчивых минералов свидетельствует о длительном переносе.

Увеличение в осадке песчаной фракции, медианного размера зерен и уменьшение глинистой фракции свидетельствует о повышении динамики среды седиментации, т.е. увеличении скоростей водных потоков, в то время как противоположные характеристики указывают на уменьшение энергетических уровней среды. Поэтому осадки и образованные из них породы вблизи берегов более грубозернистые, чем в центральных частях водоема. Грубозернистый состав отмечается также в полосе течений и в зоне более активного волнения на отдельных поднятиях в рельефе дна.

По структуре обломочной части можно косвенно судить о рельефе областей питания. Чем он выше, тем более грубозернистый материал образуется и тем его больше. Вообще, наличие грубообломочных пород говорит о резкой расчлененности рельефа.

Степень окатанности зерен прямо зависит от длительности переноса, поэтому изучение окатанности дает соответствующий дополнительный материал к выделению и характеристике отдельных фаций. Форма обломков зависит от исходной породы и формы переноса обломков. Например, морская галька от речной отличается уплощенной формой, а ледниковая угловато-окатанная (в форме утюга). По расположению обломков и их

80

ориентировке в породе можно судить о направлении движения обломочного материала и установить направления русел древних рек, береговую линию палеоморя.

Отсортированность отложений зависит от средств переноса и отложения (воздушный или водный) и характера ее движения. Эоловые образования отличаются обычно высокой степенью отсортированности. Осадки, отложенные при колебательных движениях водной среды, в связи с неоднократным взмучиванием и переотложением, характеризуются значительно лучшей отсортированностью по сравнению с осадками, отложенными при поступательном движении воды. Отсутствие сортировки, т.е. присутствие обломков разного размера – признак быстрых перемещений на небольшие расстояния, что характерно для образования морен, осыпей, глубоководных брекчий.

Однако только на основании структурных признаков нельзя однозначно решить вопрос о генезисе отложений. В общем случае на структурные признаки обломочного материала влияют: средства переноса (лед, вода, ветер); дальность переноса; скорость потока; нагруженность его обломочным материалом; размер и форма обломков, поступающих в пути переноса; механические свойства переносимого материала; скорость потери транспортирующей средой живой силы; длительность переработки осадка до его окончательного захоронения; форма переноса (во взвеси или волочением); степень разнозернистости исходного материала.

Таким образом, структурные признаки с той или иной степенью достоверности определяют только динамику среды осаждения. Эта динамика может быть одинакова в разных фациях (пляжи моря и крупного пресноводного озера); в разных фациях могут быть одинаковые формы движения воды (реки и морские течения); в пределах одной группы фации или даже одной фации могут быть движения разного типа или разной интенсивности (в русловых фациях характер движения воды и его интенсивность различны в стрежневой зоне и у берегов). В связи с этим структурные особенности отложений самостоятельно обычно не рассматриваются, но в комплексе с другими данными играют большую роль в фациальном анализе.

Генетическое значение текстуры пород. Под текстурой понимают взаимное расположение частиц, слагающих породу. Текстуры осадочных пород разнообразны и образуются в разные стадии формирования пород.

К числу первичных текстур, возникающих на самых ранних стадиях образования осадочных пород, относятся все явления слоистости. С л о и с т о с т ь выражается в образовании отдельных слоев, которые достаточно четко обособляются друг от друга. Она обуславливается ритмичными колебаниями интенсивности тех или иных факторов седиментации, например, пульсации скорости придонных вод, уменьшением или увеличением приноса обломочного материала.

В результате мелкой пульсации возникают слойки. Чаще всего наблюдается чередование слойков двух типов, один из которых нередко характеризуется большей толщиной и является основным.

Слоистость, наряду с гранулометрическим составом, часто является решающим признаком тех или иных условий осадкообразования, т.к. она дает представление о силе, направленности, постоянстве или изменчивости движения водной среды.

По размерам слоев выделяют макрослоистость (метровые размеры), мезослоистость (сантиметровые) и микрослоистость (миллиметровые размеры и менее).

По морфологическим признакам различают горизонтальную, косую и волнистую слоистость.

Различные формы горизонтальной слоистости образуются в спокойных условиях в придонном слое и зависят от интенсивности поступления осадочного материала и его гранулометрического состава. При наличии небольшого волнения, которое лишь в