«литология КНИГА 3 ИЗДАТЕЛЬСТВО МОСКОВСКОГО У Н И В Е Р С И Т Е Т А 1995 Б Б К 26.3 91 УДК 552.5 Рецензенты: доктор геолого-минералогических наук О. В. Япаскурт; доктор географических наук Ф. А. Щербаков Печатается по ...»

Вассоевич), угленосных (Ю. А.. Жемчужников, Г. А. Иванов и др.), молассовых (В. И. Попов) и других формаций колебательно-тектонической природы изучение цикличности разных порядков объединилось, что способствовало взрывному возрастанию интереса к цикличности, особенно к мелкой (В. Е. Хаин). Ю. А. Жемчужников призывал вообще «мыслить циклами».

Одновременно, однако, возрастала и реакция (Г. ф. Крашенинников и др.) на всеобщее увлечение цикличностью, особенно против механического к ней подхода и универсализации единственного механизма образования — тектонических колебаний земной коры (ТКЗК), что привело к спаду в 50-х годах интереса к цикличности и, наоборот, к возрастанию внимания к неповторимым чертам разреза и направленности, поступательности развития. Борьба циклистов и нециклистов способствовала углубленному изучению повторяемости пород и слоев и разработке иных механизмов ее образования (Данбар и Роджерс, 1962; Фролов, 1963, 1965, и др.). Все это в 70—80-х годах способствовало возрождению интереса к цикличности, которая все большим числом геологов рассматривается как одно из универсальных свойств осадочных толщ, имеющее огромное теоретическое и практическое значение. По проблеме проведен ряд совещаний, симпозиумов и -экскурсий, организованных Н. Б. Вассоевичем,.

Ю. Н. Карагодиным, Р. Э. Эйнасто и др.

В итоге более чем 200-летнего изучения геологической цикличности выяснены ее многообразие, универсальность и огромное значение как для теории, так и для практики геологии.

17.2. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ЦИКЛА, ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И

ТЕРМИНЫ

cyrcle — круг) можно определить как законченный круг явлений. Это определение охватывает всю природу, общество, знание, искусство и технику. Очевидные следствия из определения: 1) термин относится к процессу, а не к его результату — толще слоев или одному слою, т. е. не к циклиту (см. ниже); 2) цикл может быть и единичным, повторяемость не содержится в понятии; 3) «законченность» предполагает возврат к первоначальному состоянию, например к покою, штилю после разыгравшейся бури; 4) взаимосвязь фаз процесса — «круга явлений», которые составляют единство, целостность; 5) цикл может привести к формированию закономерно построенного тела — слою или многослою, — и его также часто именуют циклом. Но по предложению Д ж. Уэллер про- терозоя.

Мезозойско-кайнозойские чехлы современных океанов; вероятно, могут быть трактованы как ГЦЛ-2, хотя они продолжают формироваться и поэтому могут перейти на более-высокий уровень (ГЦЛ-3) или в самый сложный диапазон — ровым, ибо на этом уровне формируется за всю историю Земли ее кора. Низшим рангом (СГЦЛ-1) можно считать циклит — платформенную систему (ПС), состоящую,, из складчатого магмато-метаморфического фундамента (нижний, 1-й циклитовый элемент —- ЦЭ) и вулкано-осадочйого чехла (верхний, 2-й ЦЭ). Поскольку ПС относятся в основном к неогею (по Г. Штилле), то более высокими циклит.ами следует назвать два (СГЦЛ-2): протогей и неогей (более 2 млрд лет первый и свыше 1,5 млрд лет верхний, еще не завершенный). Земная кора в целом, вероятно, также может рассматриваться как циклит (СГЦЛ-3) самого сложного и высокого ранга, если не считать всю планету Земля еще более крупным и длительным циклическим телом, «жизненный» цикл которой — единственный — не завершен (в табл. 17.2 он не показан).

Многоуровневая и сложная иерархия земных циклитов находится в соответствии с такой же протяженной системой геологических объектов (см. гл. 16): атом — Земля. Такая структурная сложность ·— результат длительной истории Земли и многообразия процессов ее формирования, жизни и изменения.

Макроциклиты удобно подразделять на местные (в основном II—IV диапазонов), региональные (в основном диапазоны V и VI, но нередко включающие Ц Л III и IV — вулканические, турбидитовые и др.) и глобальные, не только самые крупные (VIII и VII), что вполне понятно, но и многие мелкие (III—IV), например отвечающие эвстатическим колебаниям уровня океана, оледенениям и другим глобальным процессам, оставляющим свой след в слоистой оболочке Земли (великие вымирания, этапы развития биоса, техногенные катастрофы).

Циклиты по толщине (мощности) можно делить на микроциклиты, мелкие (до первых десятков метров), средние (сотни метров), крупные (километровые) и сверхкрупные (многокилометровые). Но циклиты платформ или структур с платформенным режимом (дно океана, срединные массивы в подвижных поясах и др.) мельче по толщине, и нормы должны быть иными.

Циклиты делятся и по длительности формирования (см.

табл. 17.1).

Строение циклитов определяется основными и сопутствующими циклическими процессами седиментации и деструктивными явлениями, уничтожающими полностью или частично результаты первых. Это происходит в стабильных или меняющихся условиях, определяющих «включение» и протекание циклообразующих процессов и их интерференцию. Все это «записано» в элементах циклитов (символ которых в отличие от сходного Э Ц — «элементарный циклит» — приходится писать ЦЭ, т.е. «циклитовый элемент») и в последовательности ЦЭ.

В,циклитах выделяются два или больше элементов, разнообразные литологические и связанные с ними палеонтологические, геохимические и другие свойства которых меняются согласно, коррелятивно, или независимо друг от друга.

Среди этих свойств Ю. Н. Карагодин (1980, с. 65) выделяет существенные, сводя их к одному — гранулометрии слоев или элементов. Д л я подавляющего большинства ЦЛ, которые формируются процессами механической седиментации, это действительно самый главный признак, определяющий и выражающий их строение и генезис. Лишь в корах выветривания, хемолитах и бентосогенных биолитах (биорифах, торфяниках и т. п.) гранулометрический признак становится второстепенным или вообще «не работает».

Изменение размера зерен в Ц Л от грубых к тонким Ю. Н. Карагодин (1980, с. 66) назвал прогрессивным, вероятно, в противоположность регрессивным изменениям — от тонкозернистых осадков и пород к более крупнозернистым, что всегда связывалось с регрессиями моря. Это весьма удачно, логично и прочно. Нельзя только на основании сходства или созвучности терминов всегда видеть за ними трансгрессии и регрессии моря, ибо во многих случаях это вообще может не сопровождаться углублением или обмелением моря, трансгрессиями или регрессиями (отложение турбидитов и т. п.) или даже иметь противоположный характер: прогрессивная часть Ц Л будет откладываться при регрессии, например при понижении уровня моря мелеющая зона с активной гидродинамикой постепенно сменяется тиховодной лагунной, а потом и континентальной; при противоположном движении береговой зоны, т. е. углублении и трансгрессии в этой зоне при переходе из лагунной обстановки к открытоморской отложения становятся часто все более грубыми, т. е. этот элемент циклита будет «регрессивным». Ю. Н. Карагодин предложил и очень удачные, простые и наглядные символы — высокие, стрелообразные треугольники, острые концы — вершины которых (рис. 17.3) направлены гранулометрии: А. Однонаправленные — 1) прогрессивные и 2) регрессивные, и Б. Разнонаправленные — Рис. 17.3. Стреловидные их комбинаций — прорециклитов (3) и ре- происходит только при ослаблений проциклитов (4), из Ю. Н. Карагодина ( ческими циклитообразующими процессами (пеплопад, турбидитный поток, обвал и т. д.), у которых вообще отсутствует фаза (стадия) нарастания динамики, а сразу начинается с наивысшей. Поэтому все три другие модели редки (см. ниже) среди ЭЦЛ (Фролов, 1965). Но с возрастанием ранга они осуществляются все чаще и среди мезо-, макро- и мегаЦЛ становятся равноправными, а в Ц Л более высоких порядков их выделение теряет смысл.

Обобщенные Ю. Н, Карагодиным четыре типа строения Ц Л эмпирически распознавались и раньше, чаще всего интуитивно и не системно. Наряду с нормальными асимметричными, считавшимися часто полуциклами, которые Ю. Н.

Карагодин назвал проциклитами, выделялись редкие «обратные», или «перевернутые» асимметричные циклы — «ритмы» (Фролов, 1965, рис. 21, с. 111), теперь именуемые рециклитами, а также «замкнутые», т. е. полные циклиты (прорециклиты), графический символ которых — песочные часы (там же), и очень редкие репроциклиты, которые предложено изображать в виде двух треугольников, поставленных основаниями друг на друга.

Количество элементов в циклотемах дельтовых угленосных отложений юры Дагестана (шлировая формация) или среднего карбона Донбасса достигает 7—8 (см. рис. 11.4, кн. 2, с. 193), число слагающих их литотипов — 15—20, а количество элементарных слоев — 20—30, так что они нередко переслаиваются друг с другом, образуя более элементарные циклиты. Полные Ц Л — прорециклиты (20—30 м) — начинаются косослоистыми песчаниками (морской аллювий — выносы дельтовых рукавов) часто с брекчиями и конгломератами в основании, утоняющиеся зерном снизу вверх, постепенно сменяющиеся тонкоцереслаивающимися песчаниками, алевролитами и глинами (отложения култуков, лагун, заливов, зон слабого волнения и течений), затем алеврито-глинистой пачкой с углем (лагунные и болотные отложения и биолит), перекрывающиеся сходной алевритоглинистой пачкой, но с ихнитолитами (биотурбитами), редкими морскими окаменелостями, с песчаниками или раковинными известняками, с иной направленностью изменения гранулометрии (вверх по разрезу кластолиты становятся все крупнозернистее). Заканчивается ЦТ песчаником, постепенно становящимся грубозернистым, обычно с разнонаправленной крупной косой слоистостью с кальцитовыми конкрециями, с редкими раковинами морских двустворок (отложения баров и вдольбереговых течений), венчающимся апикальными маломощными (5—15 см) конгломератами.

Выше по резкой границе со следами размыва иногда залегает «перевернутый» циклит (рециклит), нередко начинающийся пластом угля. Это означает, что в конце предыдущего цикла произошло осушение, а новое осадконакопление началось в условиях подтопления грунтовыми водами, заболачивания и формирования торфяника, продолжавшегося до его затопления (при непрерывном опускании зоны) морскими водами. В последних при возрастании энергии среды накапливались все более грубые морские осадки до гравелитов и горизонта галечника, заканчивавших редиклит. Если выше осадки становились более тонкими, иногда до более глубоководных глин включительно, осуществлялся полный симметричный Ц Л — репроциклит, хотя в целом ЦТ трансгрессивная, и только по гранулометрии это репроциклит.

Строение сложных, композитных, т. е. крупных, циклитов (мезо-, макро- и мегаЦЛ) подобно строению элементарных, но среди них чаще встречаются полные и симметричные Ц Л — прореЦЛ и репроЦЛ, — а также и «полуциклы» — рециклиты: на их образование, следовательно, «снят запрет», как бы наложенный волновыми усилениями и ослаблениями динамики среды на осадконакопление и формирование Э Ц Л. Действительно, через серию ЭЦЛ, в которых снизу вверх все нарастает крупность зерна базального элемента, легче и естественнее перейти ко все более контрастным и грубым по гранулометрии Ц Л средней (при симметричности Ц Л ) или верхней (в реЦЛ) части, поскольку усиление динамики среды с каждым новым циклом не взмучивает уже зафиксированные в разрезе ранее накопившиеся слои, часто даже успевшие затвердеть.

В проблеме строения Ц Л проведение их границ остается трудной задачей. Подходы к ее решению были эмпирические морфологические и дедуктивные генетические. Наиболее распространенным среди первых было убеждение, что начало ЦЛ, особенно ЭЦЛ, надо проводить по подошве конгломератов или грубых песчаников, если они есть в разрезе, так как это наиболее заметная граница и к тому же несущая генетическую информацию — о максимальной энергии среды в момент отложения грубых кластолитов. Хотя это общепризнано, но прослеживание такой резкой, часто эрозионной границы на площадй, например в Донбассе, Дагестане и других густо разбуренных или хорошо обнаженных регионах, показало, что она может становиться не резкой и нередко не узнается среди других границ слоев на том или ином расстоянии. Поэтому предлагалось «начинать» циклотемы с пластов угля, так как возможность их формирования определялась выравниванием и заболачиванием на обширных площадях (важный фациальный репер), и угли хорошо узнаются в разрезах. Спорили лишь по частному вопросу -— по подошве или кровле угольного пласта следует проводить границы циклов? Ни этот вопрос, ни само предложение не стали общепризнанными. Выдвигались в качестве границы Ц Л и известняки, хотя они более редки и для разделения Ц Л имеют те же недостатки, что и пласты углей.

Предложение начинать Ц Л с пика трансгрессии или с самых глубоководных отложений, признаком которых считались' самые тонкие, глинистые или известняковые слои, — надуманное и нереализуемое, так как глубина палеобассейна — самый гипотетичный параметр среды, как и «пик трансгрессии»; проведение границы внутри толщи однообразных глин вообще невозможно — это «резать по-живому».

Можно поэтому в основном согласиться с Л. Н. Ботвинкиной (1965), считавшей, что «за начало «цикла» следует брать то, что удобно геологу». Чаще всего сама природа «квантирует» циклиты, разделяя слои границами разной резкости. Наиболее резкие границы, «подкрепленные и усиленные» к тому же наиболее грубыми породами, а еще лучше — и горизонтами выветривания или элювиирования (Фролов, 1984), можно и следует принимать за границы наиболее крупных циклитов, а менее резкие, по нисходящему порядк у, — за границы все более мелких Ц Л и тел. Там, где границы теряют свою резкость и узнаваемость, надо уметь их проследить по разнообразным прямым и косвенным признакам, а это зависит от опытности и зоркости геолога. Резкие границы имеют больше шансов вывести геолога и на явное или скрытое несогласие, а это уже большое открытие для науки и практики.

Циклиты могут классифицироваться по любому полезному ископаемому, залегающему в нем первично или вторично (инъецированно); различают Ц Л угленосные, сланценосные, соленосные, фосфоритоносные, рудоносные (почти любые руды) и другие, а также Ц Л с нефтью, газом, водой или с туфами, смектитовыми глинами, цеолититами, трепелами, опоками, диатомитами, известняками, солями. Эта классификация объективная, т. е. морфологическая, но несущая большую генетическую информацию.

.Генетические классификации рассмотрены ниже (см.

17.5).

17.4. МЕТОДИКА ИЗУЧЕНИЯ. ЦИКЛИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ Изучение цикличности — текстуры толщ, формаций и более крупных геолого-тектонических комплексов — производится для: 1) решения стратиграфических задач (местное расчленение, корреляция разрезов, региональное расчленение); 2) в целях генетического (фациально-генетического) анализа (определение генезиса пород, слоев и циклитов);

3) выяснения закономерностей размещения полезных ископаемых. Все эти задачи решаются циклическим анализом (ЦА), являющимся фактически синонимом выражения «изучение цикличности».

Методика циклического анализа разрабатывалась в основном с 20-х годов XX в. геологами разных стран. Наиболее разработанной считается методика фациально-циклического анализа геологов-угольщиков школы Ю. А. Жемчужникова, изложенная в руководствах и приложениях к конкретным формациям (Жемчужников и др., 1959, 1960; Ботвинкина, 1965, 1978; Ботвинкина и др., 1956; Ботвинкина, Алексеев, 1991; и др.). Сущность ее в тщательном, детальном изучении разрезов (преимущественно керна скважин), в выделении по комплексу «первичных генетических признаков» литогенетических типов (ЛГТ) пород, позднее П. П. Тимофеевым трактуемых как генетические типы, изучении их распределения в разрезе и на площади, в выделении по их парагенезам циклов, т. е. циклотем, интерпретации их как те или иные генетические типы циклитов и отнесении групп тесно связанных друг с другом ЛГТ к тем или иным фациям стандартной обстановки осадконакопления, которая восстанавливается на детальных (по элементам циклов — «регрессивным» и «трансгрессивным») палеогеографических картах. Методика эта широко применяется до настоящего времени, несмотря на некоторые ее слабые стороны, которые заставили Г. А.

Иванова (1967) предложить свой, фациально-геотектонический, метод, А. Г. Кобилева (60-е годы) — метод фациально-фазового (парагенетического) анализа,. Ф. Б а л у · ховского (1965, 1966) — формационно-циклический метод, В. Т. Фролова (1960, 1965, 1984) — генетический анализ (см.

гл. 18), в котором изучение цикличности играет одну из основных ролей.

В любом ЦА важна прежде всего м е т о д и к а выдел е н и я ЦЛ, т. е. естественных парагенезов слоев, связанных друг с другом более тесно (включая и постепенные фациальные переходы), чем с соседними (смежными) парагенезами — циклитами того же ранга. Эта методика различна при выделении мелких, чаще всего элементарных Ц Л и региональных Ц Л формационного уровня. Последние выделяются методами региональной стратиграфии (см. гл. 16, 19 и 20). Мелкие циклиты редко удается проследить на значительной площади; они в основном выделяются в вертикальном разрезе, но правильность этого выделения должна контролироваться изучением поведения Ц Л и их границ на возможно большёй площади: если не позволяет обнаженность или дислоцированность, то используют густую сеть буровых скважин и сейсмостратиграфические разрезы.

Нередко геолог видит Ц Л раньше отдельных составляющих их слоев—элементов, когда они четко «нарезаны», как бы квантированы самой природой, т. е. имеют резкие границы и выразительны литологически, как, например: во флише: пара контрастных по цвету (светлому и темному) слоев, метко названных С. Л. Афанасьевым «аяксами» (неразлучными античными друзьями), воспринимается как единая гамма, как двуцветная радуга. Дальнейшее изучение состоит уже в анатомировании, т.е. в анализе, разделении Ц Л на составляющие элементы — слои, анализе изменчивости последних, особенно в вертикальном направлении, анализе границ и взаимопереходов и общем литологическом и литогенетическом изучении, описании и изображении, а заканчивается синтезом данных изучения разных сторон слоев разными методами и генетической интерпретацией. Внимание обращают на особенности гранулометрии (размер зерен, сортировку, форму зерен) и текстур, на расположение более крупных включений и положение их по отношению к палеогоризонту, текстурных знаков на подошве и кровле пластов,, на состав пород, проявления биотурбации и других процессов выветривания. Это позволяет выделить литотипы слоев (см. гл. 18), что облегчается многократной повторяемостью слоев в разрезе.

Когда Ц Л крупнее и менее выразительны, методика их выделения не такая непосредственная, а более сложная, требующая предварительного изучения повторяемости слоев в разрезе, анализа их границ и оценки их на резкость и возможную выдержанность и, самое главное, выделение и изучение литотипов рлоев (ЛТС). Предварительно намеченные Ц Л в дальнейшем неоднократно экзаменуются на правильность включения крайних слоев в этот, а не в смежный Ц Л (прослеживанием на площади, наблюдением по другим Ц Л за их границами и фиксацией более тесной связи — постепенных переходов и т.д.).

Методика собственно изучения Ц Л в основном раскрыта при рассмотрении их выделения. Кроме того, циклиты в целом и по элементам изучаются литологически и литогенетически (гл. 18), поскольку ЦА не самоцель, а средство генетического и формационного (гл. 20) анализов. В аспекте собственно ЦА следует добавить: процедуру опробования из каждого ЦЭ и даже слойка с прицелом на оценку изменений свойств пород по телу Ц Л ; сбор возможно большего объема количественных данных, особенно по толщине слоеви их более частных «связок» со смежными, т. е. частных, парагенезов внутри Ц Л (так обнаруживается и изучается и:

«вложенная», более мелкая циклитовость); зарисовки и фотографирование ЦЛ. Зарисовки делаются в виде рельефных колонок в детальных (1:10; 1:100 и др.) и более мелких масштабах — как отдельных Ц Л (рис. 17.4), так и их серий и более крупных ЦЛ. Правая сторона колонок обычно является и гранулометрической кривой, в масштабе (нередко не строгом) изображающей изменение размера среднего диаметра зерен слоев и отдельных их уровней. При этом 1 м м. Находка окатанных обломков — явление исключительное, что отличает АйО от припайных отложений (ПпО). Поверхность обломков шероховатая — это поверхность свежего излома породы без следов механической обработки и выветривания, что также отличает их от ПпО. АйО слоисты, слоистость нечеткая и ясная, горизонтальная, градационная. В них обычны диатомеи и морская фауна, карбонаты, сульфиды и фосфаты. Нередки камни в вертикальном положении, внедрившиеся в осадок и деформирующие его: это «droped stone» — «уроненные камни», вытаявшие из айсберга. Гляциодислокаций нет, как нет и повышенной плотности.

Припайные отложения (ПпО), как и айсберговые, накапливаются вытаиванием из плавающего льда, но льда не материкового оледенения, а сезонного или многолетнего пакового, морского или речного. У берегов в лед вмерзают пляжные галечные, песчаные, илистые осадки, а весной и летом отдают его в акваториях морей и океанов. Сходство динамики формирования определяет и тождество структур, текстур, положения валунов и других признаков с АйО, но имеются и существенные отличия: ПпО лучше и хорошо сортированы и в них обычен окатанный материал, нередко преобладающий. Поверхность галек й валунов гладкая, часто полированная. «Для Охотского моря средняя окатанность (из 10 000 анализов) оказалась 2,91 (по 5-балльной шкале), для Берингова (15 000 определений) — от 3 до 3,5, для северной части Тихого океана (97 анализов) — 2,90, что близко к окатанности пляжевого материала тех же районов, а также для Черного и Балтийского морей» (Лисицын, 1978, с. 131). Медианные диаметры у ПпО (5 мм) меньшие, чем у АйО (25 мм). Д л я Берингова моря (85 станций) Md = 9,9 мм, что примерно равно Md (10—30 мм) галечного материала пляжа Охотского моря на протяжении 250 км, Кавказа (15— 30 мм) и др. Сортировка, по Траску, ПпО в Беринговом море 1,2 (как на пляже Черного моря — 1,1—2,5), в Охотском — 1,2—3,2, в Калифорнии — 1,13—2,14 (там ж е ). В целом сортировка ПпО высокая, выше даже, чем у речных песков Миссисипи и других рек Северной Америки (3,18).

Дальность разноса припайного материала однолетними льдами 300—500 км, в наиболее суровых условиях — западной части Охотского моря — 1000 км, а разнос паковыми (многолетними) льдами — многие тысячи километров. Поэтому припайный материал встречается на всех глубинах и во всех типах осадков в высоких широтах. Содержание каменного материала варьирует от 0,5—1 кг/м 3 (менее 1% от осадка) до 1000—1200 кг/м 3 (до 75%). Максимальные содержания падают на моря со льдами в течение 7—9 месяцев в году. Гляциальная зональность накладывается на диркумконтинентальную и часто почти совпадает с ней: чем дальше от берега, тем меньше в осадках припайного материала. Но на фоне обширных полей припайных осадков (например, весь Арктический океан) имеются узкие разгрузочные зоны, совпадающие с фронтами встречи холодных и теплых течений, например между Шпицбергеном и Гренландией ежегодно тает 12 700 км 3 льдов Арктики, а всего в северной части Гольфстрима тает более 20 000 км 3 льдов в год, что близко к суммарному жидкому стоку рек Земли (36 000 км 3 /год). Скорость седиментации и мощность ПпО здесь необычно большие. Д а ж е в Беринговом море мощность четвертичных отложений около 400 м, и они относятся в основном к ПпО и Айо.

Припайные отложения образуются и в умеренных поясах Земли, например на Северном Каспии, где четко выражена сезонность. Это расширяет область их использования для палеогеографических реконструкций и повышает методическое значение. Водно-ледниковые отложения (ВЛО) — ледниково-речные и ледниково-озерные, а также отложения потопов — могли бы рассматриваться вместе с флювиальнымй и озерными отложениями, хотя по парагенетическому принципу их обычно относят к гляциальным.

Ледниково-речные (JIPO), или флювиогляциальные (ФГО), отложения Е. В. Шанцером (1966, 1980) расчленяютс я на два ГТО, которые можно рассматривать и как подтипы ФГО. Внутриледниковые, или интрагляциальные, JIPO по динамике формирования более сильно отличаются от типичного аллювия: «Талые воды, текущие в трещинах и протаянных ими каналах внутри ледника, во многом сходны с трещинно-карстовыми подземными водами. Они нередко движ у т с я под большим гидродинамическим напором, то спускаясь к ледниковому ложу и вымывая в нем глубокие слепо кончающиеся рытвины подледнего стока, то поднимаются в тоЛщу льда, отлагая в узких руслах с ледяными берегами прихотливо наслоенные осадки различного гранулометрического состава и разной текстуры, начиная от валунников и галечников и кончая тонкозернистыми песками с косой слоистостью. После стаивания ледника эти осадки, как известно, образуют своеобразные формы рельефа — озовые гряды и камовые холмы» (Шанцер, 1980, с. 71).

Приледниковые JIPO по физической природе и во многом по динамике формирования аналогичны обычному аллювию.

Они отлагаются потоками талых вод за пределами ледника, таяние которого в летние месяцы сильно растягивает паводки, высоко поднимает их уровень и увеличивает многоводность. Следствие этого — сильное развитие русловых и недоразвитость пойменных отложений. Перед фронтом ледника •формируются песчаные, а при горных оледенениях — галечные зандровые конусы, зандровые поля, выполняются приледниковые ложбины стока, часто располагающиеся на водораздельных пространствах, за пределами речных долин.

Сортировка плохая, средняя, потоковая, отмытость хорошая, залегание не только эрозионное, часто без врезания. Мощность — десятки метров.

Потоповые отложения (ПпО) рассмотрены здесь условно, так как их можно выделять как космополитный тип. Но •один из уникальных их примеров связан с позднеплейстоценовым оледенением и хорошо известен — это скэбленд востока штата Вашингтон (США) между городами Спокан и Пульман (Катастрофы..., 1986, с. 23—27) — прекрасный документ великой катастрофы — прорыва ледяной дамбы большого озера Миссула. Поток воды глубиной до 300 м широким покровом (около 8 тыс. км 2 ) устремился потопом на Ю Ю З до рек Снейк и Колумбия, смывая мощную толщу эоловых песков и лёсса, вырывая каньоны и котловины в подстилающих их неогеновых базальтах и туфах траппов плато р. Колумбии и отлагая нагромождение глыб, песка и мелкозема из лёссовой формации и вулканитов траппов. Отдельные далеко унесенные глыбы достигали 11 м. Более •5 тыс. км 2 стали голыми, с них был содран лёссовый покров в десятки метрбв мощности. Более 2,5 тыс. км 2 покрыты т р у бообломочными базальтовыми отложениями, образующими:

гигантские валы — «рябь» высотой 5—7 м и длиной волны.

20—130 м. Такую рябь мог создать поток с расходом воды не меньше 21,2 млн м 3 /с. Эта рябь не заметна с Земли и обнаружена лишь на аэроснимках.

Потопные отложения как ГТО, однако, шире описанного примера. Их формируют прорывы завальных озер, типа Caрезского на Памире, а в перспективе — прорывы плотин;

гидроэлектростанций. К ним, возможно, следует относить и отложения катастрофических цунами типа наводнения 1952 г.

на Курильских островах, когда большая часть Северо-Курильска была смыта в море и, вероятно, образовала катастрофиты — хаотично отложенные остатки домов, портовых, построек, людей, рыхлого материала побережий. Крупные наводнения на суше и гигантские разливы рек, создающие озера-моря, также оставляют большой след в отложениях и тоже должны относиться к этому ГТО, который можно называть и катастрофическими отложениями и выделять в особую генетическую группу.

Озерно-ледниковые, или ледниково-озерные (ЛОзО), отложения (или лимно-гляциальные накопления) еще менее резко отличаются от обычных озерных, чем JIPO от аллювия, и, вероятно, должны рассматриваться как их подтип или климатический вариант. ЛОзО, как и ЛРО, существуют вдвух вариантах: внутриледниковом и приледниковом. Первые большей частью теряются среди собственно ледниковых и ЛРО, и только крупные озера оставляют собственный заметный след в виде линз и пачек ленточных песчано-алевро-глинистых отложений. Отложения приледниковых озер имеют большие шансы сохраниться в разрезе и обычно более мощные. Озера часто подпрудные, неглубокие и питаются водами ледника. Отложения ленточные, песчано-пылеватые и отчасти глинистые, с сезонной тонкой миллиметровой и сантиметровой слоистостью, обычно четко градационной, с редкими гальками и валунами, несомненно вытаявшимися из плавающего сезонного льда (дропстоуны).

18.7.3.6. Ветровые (эоловые) отложения (ВО) распространены на Земле широко как в пустынях, занимающих околоповерхности материков, так и по берегам морей, озер и:

рек, где имеются незакрепленные растениями или панцирями пески, гравий или соль; из них перекатыванием по земле и сальтацией формируются перевеянные пески, или отложения — 1-й ГТО эоловых накоплений. Значительная, в основном алевритовая и пелитовая, часть осадочного материала переносится в воздухе во взвешенном состоянии; из него,, главным образом за пределами развевания и часто за пределами пустынь, откладываются навеянные отложения — эоловые лёссы — 2-й ГТ ВО.

Перевеянные отложения (ПВО) распознаются по многим характерным признакам. 1. Рельефные аккумулятивные формы асимметричные (у поперечных к ветру) и симметричные (чаще всего продольные), достигающие высоты 100 м и больше и длины десятков и сотен километров и носящие общее название дюн — от одиночных холмов и барханов, барханных цепей и гряд, одиночных дюн (s. str.) различных форм (изометричных округлых холмообразных, часто кольцевых, звездчатых, параболических, анизометричных грядовых и др.) до целых систем и комплексов дюн. Господствуют продольные грядовые формы как по размерам (высотой до 100 м н более — в Сахаре), так и по площади распространения, например в австралийских пустынях (Федорович, 1983; Динамическая геоморфология, 1992, с. 334—349). Однако и менее распространенные поперечные дюны, часто барханоподобные, достигают 100 м и более (например, по берегам морей).

2. Сверхмощные (5—30 м и более) косые серии обычно клиновидной формы (см. рис. 2.12 кн. 1) с укрупнением материала вниз по слойку к основанию серии (за счет эффекта осыпания); эоловые пески имеют и более мелкую косую слоистость, тогда этот признак малодиагностичен, так как уверенно не. отличает их от водно-потоковых, помогает лишь чаще встречающаяся клиновидность серий. У сложных продольных дюн и слоистость сложная, но намечается и общая, объединяющая — биполярная, почти симметричная косая, маркирующая склоны гряды (до 35°). Часто из-за однородности материала слоистость плохо выражена.

3. Знаки ряби с большим индексом (30—70, см. рис. 2. кн. 1), т. е. сильноасимметричные, с более грубым размером зерен на гребнях по сравнению со склонами и впадинами.

Это намечает переход ко второму типу ветровой ряби (наряду с преобладающей песчаной) — к гранулярной (по Р. П.

Шарпу, 1963; Р. А. Багнольду, 1954), образующейся в более грубых песках с гравием и в мелком гравии в значительной мере за счет конденсации, т. е. выдувания более тонких зерен. Эта рябь менее правильная с тенденцией образования фестончатой и барханоподобной, с длиной волны от 25 см до 20 м (Сахара), высотой 2,5—60 см и индексом от 15 до 20.

Длина песчаной ряби не бывает больше этих значений, а длина гранулярной может сильно увеличиваться. В гранулярной ряби четче слоистость, особенно в верхней части (за счет большего диапазона размеров и вариаций силы ветра) и в ней чаще и с обеих сторон развиваются передовые (на наветренном склоне) слои. По Р. П. Шарпу, индекс ряби связан обратной зависимостью с размером зерен и прямой зависимостью со скоростью ветра. Так, при увеличении скорости ветра рябь, постепенно удлиняясь, исчезает, и слоистость превращается в горизонтальную. Степень асимметрии отдельной песчаной ряби прямо зависит от размера зерен и обратно — от скорости ветра. В отличие от водной, восходящая и эрозионная рябь ветром не образуется.

4. Матовая форма зерен кварца и других минералов, способных нести метки соударений в воздухе (лунковые или линейные) и приобретающих «морозную» поверхность; часта последняя одета железистой пленкой.

5. Хорошие сортировка, окатанность и отвеянность от пелита и алеврита. Обедненность тяжелыми минералами, хотя бывают и россыпи.

6. Большая первичная пористость при хорошей плотной укладке.

7. Признаки растворения кварца и кремней в щелочной среде грунтовых и подземных вод (Верзилин, 1975).

8. Неэрозионное налегание.

9. Парагенез с красноцветными мелкоземными осадками, с трещинами усыхания, пролювием, аридными аллювием и элювием (развалами и перлювием), эвапоритами; высокая карбонатность.

В прибрежных дюнах гумидных зон обычен парагенез с лагунными, прибойными и волновыми отложениями и биопостройками.

Примеры древных перевеянных песков; юрские песчаники юга Скалистых гор США (Юта, Калифорния, Аризона, Колорадо, Нью-Мексико), меловые и палеогеновые пески Ферганской впадины.

Научное значение перевеянных песков очень большое:

1) они показывают направление ветров; 2) представляют аридный климат или 3) побережья морей, озер и рек в гумидном климате, но в целом 4) сушу и 5) пассивный тектонический режим. Практическое значение их в том, что они сами являются стекольным или формовочным песками, иногда заключают россыпи, подземные воды и используются как стройматериалы.

Навеянные отложения (НО), или эоловые лёссы, существенно пылеватого, т. е. алевритового состава, а минералогически в основном кварцевые, с полевыми шпатами, чаще всего сильноизвестковые, накапливаются из взвешенного состояния под действием силы тяжести при ослаблении ветра, что ведет к формированию, например, так называемых эолинитов: пыль, задерживаемая травянистой или кустарниковой растительностью и влажной почвой, формирует, вместе с процессами выветривания, обычно крепкие панцири. Хотя все навеянные лёссы — эолиниты, но пока это термин более узкого значения. Судя по значительной скорости накопления эоловых осадков (см. гл. 3 кн. 1) на памятниках античности (1—10 мм в тысячу лет), их толщина может измеряться метрами и первыми десятками метров. Не все лёссы эоловые.

Диагностические признаки НО: 1) пылеватый (алевритовый) состав, определяемый не столько транспортирующей силой ветра, сколько возможным предельным измельчением факторами физического выветривания (температурными колебаниями высоко в горах, в периглядиальной зоне и в пустынях)-; эоловые лёссы могут быть и существенно песчаными, что отчасти оправдывает широкое понимание лёссов в США, которое, впрочем, не правильно включает в них и косослоистые дюнные пески; 2) первичная субмикроскопическая горизонтальная облекающая слоистость эпизодической седиментации, сохраняющаяся, однако, исключительно редко, поскольку она почти всегда «стирается» элювиальными процессами; 3) неслоистость, «изотропность», свидетельствующие о субаэральности и элювиировании, что создает у лёсса способность держать стенку; 4) вертикальные корни трав и кустарников, канальцы, поры и ходы, создающие вторичную «вертикально расчленяющую текстуру»; 5) плащеобразная форма тела обычно малой (субметровой) толщины; 6) субаэральный биос, редко сохраняющийся; 7) субаэральные аутигенные минералы, отсутствие типичных субаквальных минералов и компонентов; 8) парагенез с континентальными отложениями, с почвами, реже с перевеянными песками.

Научное значение — стратиграфические реперы, показатели субаэральной обстановки, аридности (чаще всего в соседней географической зоне), направлений ветров (по материалу лёссов, сравниваемых с его источниками) и процессов элювиирования. Практическое значение невелико: использоние в стратиграфии, в создании пещер для жилья и складов.

18.7.3.7. Волновые отложения (ВО). Широко распространенные и важные формациеобразующие ВО подразделяются на прибойные, собственно волновые и штормовые — темпеститы. Прибойные (ПрО) отложения, формирующие пляжи и подводные валы, отличаются грубым (валунно-галечным, гравийным и грубо-крупнопесчаным) составом, хорошими сортировкой, окатанностью, отмытостью, полированностью зерен, разнообразной косой слоистостью (см. гл. 3 кн. 1, рис. 3.6), максимальной обогащенностью наиболее тяжелыми минералами, парагенезом с эоловыми дюнными, лагунными, приливными, прибрежно-флювиальными и другими прибереговыми отложениями. Протяженность единичных прибойных баров до 200—300 км, ширина их до 5—7 км, а системы последовательно формирующихся баров на протяжении десятков тысяч лет соответственно 500 и 20—30 км, например на южном побережье Австралии. Это лучшие коллекторы нефти, газа, воды. Их мощность достигает сотен метров. Подошва их обычно не эрозионная.

Волновые отложения s. str. распространены шире прибойных, но их мощность меньшая (до первых десятков метров).

Они формируются волнением умеренной силы и слабым, обычно в межбаровых лагунах, между подводными валами и на склонах приливных валов и равнин, а также в заливах и на авандельтах. Гранулометрически это пески, не грубые, хорошо сортированные и часто отмытые, умеренно обогащенные тяжелыми минералами, с волнистой, косоволнистой, часто мульдообразной слоистостью. В угленосных формациях они описывались как отложения ряби мелководья, что подтверждается широким распространением на кровлях пластов разнообразной ряби, включая и перекрестную, барханоподобную, двойную.

Штормовые отложения (ШО), или темпеститы (англ.

«темпест» — буря, шторм), — обычно одиночные циклиты толщиной 10—100 см, градационностью напоминающие турбидиты, что определяется некоторым сходством механизма отложения: взмученный штормом осадок отлагается последовательно — крупные раньше мелких, часто лавинно, что обеспечивает неустойчивое, вертикальное положение раковин, седикластов и других удлиненных компонентов. Обычно глубоководны (до 200—300 м).

ЭОб из-за их исключительно большого научного и практического значения изучены хорошо, хотя и неравномерно: отстает изучение подводного элювия (Фролов, 1984). Определить их в целом можно как вторичные (наложенные на первичные для них) экзогенные топографически неперемещенные образования, т. е. приповерхностные метасоматиты и близкие к ним механические и биологические продукты преобразования осадков и горных пород. К ним относится и вулканический элювий (см. 18.7.1). Телесным выражением элювия являются коры выветривания, включая почвы и подводные коры. По способу образования — выветриванию — они противостоят всем другим ГТО, так как не являются осадками, и формально это не «осадочные» породы. Единый элювиальный способ, или выветривание (см. 3.2.1 кн. 1), уже при беглом взгляде расчленяется на мало похожие друг на друга способы: физический, механический, биологический и химический, т. е. на те же основные «заглавные» процессы, формирующие и отложения (и породы). По ним выделены ГТО среднего ранга — группы ЭОб (см. табл. 18.1): физический, механический, биологический и химический элювий.

Первый и второй представлены каждый одним элементарным типом, третий — двумя, четвертый — тремя или четырьмя типами, если соблюдать строгость и относить к хемоэлювию вулканический его тип (см. 18.7.1).

Общими диагностическими признаками ЭО являются постепенный переход вниз в неизмененную элювиированием породу и другие особенности топографической неперемещенности, полностью «привязывающие» образования к месту залегания, т. е. делающие их «абсолютно автохтонными». Эти и другие признаки рассмотрены ниже по конкретным типам ЭОб.

18.7.4.1. Физический элювий (ФЭОб), формирующийся комплексом процессов (механических, химических и биологических), при резком доминировании физических, главным из которых является растрескивание под влиянием температурных· колебаний, представлен одним типом — развалами каменистыми, или каменными руинами. Физическая кора выветривания, обычно площадная, мощностью от долей метра до 30—50 м (в Австралии и других аридных зонах),типично развита в пустынях. Нивальный, или ледовый, ее вариант, формирующийся в высоких широтах и в высокогорье, изучен недостаточно. Подводные каменистые развалы могут рассматриваться как самостоятельный ГТЭОб, и тогда группа будет включать два типа, а если криоэлювий также выделять как самостоятельный тип, то и три. Все эти типы или разновидности представлены брекчиями или конглобрекчиями — блоковыми, глыбовыми и щебенковыми.

Теплопустынные развалы известны давно, например на плато Калабрии в Италии описаны мощные (до 40 м) коры «физического выветривания», а это лишь субаридный тип. В Австралии автор наблюдал их почти повсеместно в пустынях на выходах коренных пород и д а ж е на верхнеплейстоценовых и современных известняковых панцирях, которые местами также превратились в живописные руины.

При расчленении коренных пород на все более мелкие блоки внешние углы, а затем и ребра блоков и глыб разрушаются быстрее плоских поверхностей — образуются округлые, часто идеальные шаровые или яйцевидные (койтасы) валуны диаметром от нескольких метров до сантиметров, ошибочно принимаемые за ледниковые или горноречные, а они нередко не отделены от материнской породы. Естественно, слоистость и сортировка отсутствуют. Характерна монолититовость и общая химическая неизмененность, т. е. незрелость. На поверхности валунов, блоков и глыб формируются укрепляющие их панцири (см. 18.7.4.4): кремневые, железомарганцевые и известковые.

Криоэлювиальные развалы в значительной мере образуются в результате расклинивающего действия замерзающей воды, в остальном они близки к теплопустынным. Вероятно, в них лишь реже образуются округлые валуны.

Подводные развалы менее мощные (дециметры, до 1 — 1,5 м), развиваются чаще всего по известняковым панцирям, в которых внешние глыбы и щебенка часто округляются наподобие пустынных шаров. Реже развалы фосфоритовые, доломитовые и совсем редки сидеритовые (автором наблюдались в нижней юре Дагестана и перми Австралии). От терВ. Т. Фролов мического шока разваливаются (руинизируются) верхние части лавовых потоков под водой.

18.7.4.2. Механический элювий (МЭОб) образуется перемыванием или перевеванием несцементированных осадков, удалением (вымыванием или выдуванием) тонких или легких фракций, «оставлением» на месте и конденсированием крупных и тяжелых: галек, конкреций, оолитов, копролитов, раковин, тяжелых минералов (аналогично конденсированию растворов при выпаривании). Размещенные во вмещающих осадках «рыхло», несгруженно, они в горизонте конденсации, или перлювии, сближаются, опираются друг на друга, и рассеянная форма полезного компонента становится рудной. Таковы некоторые россыпи,, магнетитовые эоловые пески, большинство фосфоритов, многие оолитовые железные, шамозитовые или глауконитовые руды, отчасти железомарганцевые конкреции и т. д. Ими же являются валунные мостовые по берегам морей с плейстоценовыми моренами, берегам Курильских и Командорских островов, Камчатки. Мощность от сантиметров до десятков метров, особенно большая под водой. На поднятиях дна морей и океанов конденсируются раковины планктонных фораминифер, которые оказываются гидравлически более крупными, чем кокколиты, вымывающиеся из осадка.

Таким образом, намечаются три-четыре подтипа или самостоятельных типа перлювия: эоловый, речной (Ламакин,.

1943, 1944), прибрежно-морской и абляционно-ледовый (или абляционно-моренный), если не выделять еще абиссальный и батиальный. «Фация Ammonico Rosso» — батиальный и шельфовый перлювий; узловатые (нодулярные) и другие конкреционные или полуконкреционные карбонатолиты. В Горном Крыму барремский двухметровый красный и желтый узловатый цефалоподовый известняк с обильными раковинами двустворок, брахиопод и других беспозвоночных — типичный подводный перлювий. Многочисленны такие горизонты и в песчано-глинистой юре Кавказа.

Перлювий — свидетель течений, волнения, ветра; большая часть фосфоритов, глауконитов, многие железные руды, россыпи тяжелых минералов и другие полезные ископаемые образовались как горизонты конденсации.

18.7.4.3. Биоэлювий (БЭОб) представлен по крайней мере двумя типами — почвами и биотурбитами (или ихнитолитами).

Почвы исключительно важны для развития наземного биоса, в особенности высшей растительности, и ею, а также микроорганизмами, грибками, червями и другими беспозвоночными и отчасти позвоночными они образуются. Помимо жизнедеятельности (поедание червями и другими животными, переработка бактериями и иными микробами, расчленение корнями растений и т. д.) в образовании почв большая роль принадлежит биохимическим процессам отмершего OB r формирующего гумус — сложный комплекс OB (см. гл. кн. 2), обусловливающих их плодородие. В комплексе процессов находят свое место физические и минеральные преобразования. Наука о почвах, основы которой заложены В. В. Докучаевым, П. А. Костычевым и другими русскими учеными еще в прошлом веке, — почвоведение (или педология) — достаточно глубоко и детально освещает генезис, климатические и иные типы и строение почв (Почвоведение, 1989; Груздева и др., 1991 и др.).

Диагностическим является прежде всего вертикальный разрез — почвенный профиль, в котором горизонты, отличаясь цветом, структурой, текстурой и составом, закономерно сменяют друг друга сверху вниз: A0 — органический, состоящий из отпада растений (лесная подстилка, степной войлок); T — органический торфяной, часто отсутствующий^ А — гумусово-аккумулятивный; Ai — переходный, гумусовоминеральный, или гумусово-элювиальный; A2 — элювиальный; В — иллювиальный, или переходный; G — глеевый;

С — материнская порода, слабо затронутая почвообразованием. Иногда под нею выделяют горизонт D — иная подстилающая порода, если она отличается по свойствам от той, по которой образовалась почва. В пахотный слой, или горизонт (Anax), входят А и Ai. Органические горизонты A 0 и T формируются и на поверхности минеральной части почвы.

Горизонты А и Ai наиболее темные и наиболее богатые OB — гумусом — и элементами питания растений.

Элювиальный горизонт A2 наиболее светлый, так как это остаточные части материнской породы после выноса всех подвижных при данных рН компонентов (щелочей, щелочных земель, соединений железа, а в подзолистых почвах и глинозема). В различных почвах он называется по-разному:

подзолистым кварцевым в подзолистых и дерново-подзолистых почвах, осолоделый — в солодях и т. д., но чаще всего он каолиновый, каолино-гидрослюдистый, каолино-смектитовый.

Иллювиальный, или переходный, горизонт В обычно пятнистый желтый или красный, когда вмыты («иллювио») сверху гидроокислы Fe, с черными (вмыт и гумус) или светлыми пятнами (вмыты карбонаты, сульфаты и др.). Он обычно маркирует уровень стоячих грунтовых вод. В черноземах, каштановых почвах минеральная алюмосиликатная основа не перемещается, горизонт В не столько иллювиальный, сколько переходный от гумусово-аккумулятивного к малоиллювиированной породе. По структуре и текстуре и отчасти по составу он нередко расчленяется на подгоризонты Bi, B 2.

Глеевый горизонт G образуется в гидроморфных почвах при постоянном избыточном увлажнении и недостатке свободного кислорода. Поэтому в почве идут анаэробно-восстановительные процессы, генерируются алюмоферрисиликаты и образуются закисные соединения Fe (сидерит) и Mn, вивианит и подвижные формы Al, — почва дезагрегируется, формируется глеевый горизонт — слитная серая с зеленоватым оттенком глинистая порода. Признаки глеевого процесса проявляются и в других горизонтах, что обозначается добавлением к буквенному индексу внизу малой буквы g.

Толщина, или мощность, почвы, измеряемая от поверхности до материнской породы, лишь слабо затронутой почвообразованием, колеблется от 40—50 до 100—150 см.

Почвы отражают широтную, климатическую зональность, а также геоморфологическую (водораздел, склон, низина), гидрогеологическую, петрографическую и другие зональности. Современные классификации почв, учитывающие все эти зональности, сложны, многоуровенны и строятся на количественной оценке условий и свойств (Почвоведение, 1989, с. 276—279). Мы можем ограничиться основными типами почв, намеченными еще В. В. Докучаевым,. М. Сибирцевым и другими классиками почвоведения. Чернозем, подзол, •серозем, краснозем, бурозем в других языках употребляются без перевода.

Выделяют следующие зональные типы почв: в полярном поясе — арктические и тундровые глеевые и иллювиальногумусовые, не сплошные, пятнисто покрывающие арктическую пустыню или островки «суши» среди озерец, маломощные (1—10 см — Ai и A0, бедные гумусом, с рН 6,8—7,4; в бореальном, таежном поясе господствует подзол (см. 3.2.1.1, с. 134—135 кн. 1) с рН 4,5—5,5, часто глеевый; толщина подзола 5—50 см, а всей почвы 5—100 см; в суббореальном, или умеренном, поясе, отвечающем зоне широколиственных лесов и лесостепей, бурые и серые оподволенные и черноземовидные лесные почвы (0,5—1,0 м) с более мощным гумусовым горизонтом (до 0,5 м), с H 4,0—5,5; в поясе южной лесостепи и степи (пампасы, прерии) — типичные черноземы разнообразных видов — от маломощных (25 см и меньше) до сверхмощных (более 125 см) по гумусовому горизонту и слабогумусированных (содержание гумуса выделения естественных парагенезов пород (циклитов разного ранга) и парагенезов генетических типов—парагенотипов, или генетических фаций (элементарных ячеек геоформаций); 5) совершенствовать палеогеографические и палеотектонические реконструкции, т. е. «бассейновый анализ»,— для использования их (по методу обратной связи) в генетическом и формационном анализе (не говоря уже об использовании в стратиграфической корреляции разрезов) и последующего истолкования в историко-геологическом:

синтезе; 6) выявлять закономерность образования и размещения жидких и твердых полезных ископаемых внутри формаций.

Формационный анализ включает следующие основные операции: 1) выделение конкретных формаций — свит или серий — в рамках регионально-стратиграфических исследований; 2) изучение их фациальной и циклитовой структуры»

Рис. 20.7. Рифовая береговая формация — плейстоцен-голоценовая серия (а) коралловых террас (I—XV) берега Миклухо-Маклая (Новая 1 винея), по Дж. Шапеллу (1970) Арабские цифры — возраст террас в годах. Среднеплейстоценовая терраса (XV) поднята на высоту 600 м на берегу хр. Хьюон. б — детальная фациальная карта формирующейся террасы у с. Гитуа на берегу пролива Витязь: 1 — первая (I) терраса (5—7 м) и ее обрывистый уступ; 2 — известняковые «конгломераты»; 3 — известняковые брекчии (обвальные, «бичроки», прибойные и др.); 4 — биогермы коралловые; 5—7 — «пески» известняковые коралловые — крупно-грубозернистые (5), средне- (6) и мелко-тонкозернистые (7); 8 — известковые илы. А — аллювий чисто известковый; ПА — подводный аллювий (речные выносы);

— прибойные пески и галечники коралловые — бары и подводные валы; СБР — собственно береговой риф в составе общего берегового рифа; Б — барьер в составе общего берегового рифа; В — волновые отложения (галечники и пески чисто известковые); JI — лагунные чисто известковые биокластовые илы. в — разрез II коралловой террасы у с. Гитуа: 1 — косослоистые прибойные коралловые пески — основание береговых биогермов; 2 — биогермные высокопористые (свыше 50%) известняки без слоистости; 3 — аллювиальные известняковые и биокластовые конгломераты, галечники и пески; 4 — морские обвальные и прибойные брекчиевые и конглобрекчиевые известняки; 5 — субаэральный известковый панцирь составление фациальных карт и профилей, выявление элементарных циклитов, составление циклограмм по их разрезу; 3) изучение вещественного, литологического состава;

4) определение генетических типов отложений и их парагенотипов — основных системных признаков; 5) палеогеографическая интерпретация карт фаций и выяснение (восстановление) палеогеографических и палеотектонических (вместе — геологических) обстановок, породивших данные формации, построение палеогеографических карт; 6) отнесение конкретных формаций к определенным формационным типам — по парагенотипам с учетом фациальной структуры»

вещественного состава и других признаков; 7) использование формаций и формационных рядов в широких палеогеографических построениях, палеотектоническом и минерагеническом анализах и историко-геологическом синтезе.

Формационный анализ, таким образом, объединяет, синтезирует регионально-стратиграфические, фациально-палеогеографические и литогенетические исследования, цикличес· кий, геохимический и другие анализы и сам становится основой тектонического и минерагенического анализов.

20.8. ФОРМАЦИИ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ Подавляющая часть полезных ископаемых занимает в формациях вполне определенное место, обусловленное их генезисом или вторичными процессами. Поэтому искать полезные ископаемые в отрыве от формаций — значит работать вслепую. Это вчерашний день геологии. То или иное минеральное сырье, большей частью образовавшееся вместе с другими породами в определенной обстановке осадконакопления, располагается в соответствии с фациальной и циклитовой структурами, будучи приуроченными к одной фации или одному элементу циклита. Д а ж е вторичные, наложенные месторождения, образованные не своим, а чужим, пришлым со стороны (из недр, магмы, других материнских пород или зон), т. е, аллохтонным веществом, приурочиваются к определенным породам-коллекторам в соответствии с их пористостью, кавернозностью или химическими особенностями.

Многие полезные ископаемые — известняки, доломиты, соли, силициты, более редко — железные руды, угли — являются формациеобразующими, но чаще они, а также большинство других, образуют подчиненные по мощности геологические тела и мелкую вкрапленность (руды меди, свинца, цинка, золота, алмазы, цирконы, монациты и т. д.). Большая их часть сингенетична вмещающим породам, меньшая — вторично наложенная, например отложена гидротермальными растворами. К вторичным относится и большая часть жидких полезных ископаемых — нефть, минеральные или пресные воды, ртуть, а также газ. Формации, таким образом, или первично или вторично металлоносны, или несут другие полезные ископаемые.

Классификация геоформаций по полезным ископаемым содержит их группы и типы, выделенные по тем или иным их видам: угленосные, нефтегазоносные, россыпеносные, золотоносные, соленосные, фосфоритоносные и т. д., а при формациеобразующем масштабе—фосфоритовые, карбонатные, кремневые (силицитовые), например трепельно-диатомиггоопоковые или яшмовые, соляные (эвапоритовые), угольные, железорудные и др. Полной корреляции этих формаций с типами геоформаций нет. Поэтому один тип, например карбонатный, может заключать разные рудные формации, и наоборот, разные геоформации могут нести одинаковое оруденение или нерудное полезное ископаемое.

От геологических формаций следует отличать рудные формации или формации полезных ископаемых, которые основаны на типизации прежде всего полезного компонента геологических формаций — по минеральному составу и тем или иным сторонам генезиса: по способу, условиям или стадиям образования, источнику вещества и т. д. Их рассматривают в курсах полезных ископаемых. Наиболее разработанные классификации и полные описания рудных формаций принадлежат геологам Всесоюзного геологического института (ВСЕГЕИ) в Санкт-Петербурге.

ЛИТЕРАТУРА

Л., 1985. 208 с.

В е р н а д с к и й В. И. Химическое строение биосферы Земли и ее В о й т к е в и ч Г. В. Возникновение и развитие жизни на Земле. M., 1988. 144 с.

В о й т к е в и ч Г. В., Б е с с о н о в О. А. Химическая эволюция Земли.

M., 1986. 212 с.

Г а р р е л с Р. А., М а к к е н з и Ф. Эволюция осадочных пород. M., 1974.

Импактиты. M., 1981. 240 с.

История Мирового океана. M., 1971. 288 с.

К а м ш и л о в. М. Эволюция биосферы. M., 1979. 256 с.

К е с а р е в В. В. Движущие силы развития Земли и планет. Л., 1967.

Космическое вещество на Земле. Киев, 1982. 168 с.

К р а в ч и н с к и й А. Я- Введение в геоисторический прогноз. Новосибирск, 1987. 93 с.

К р ы л о в И. Н. На заре жизни. M., 1972. 104 с.

Л а п о А. В. Следы былых биосфер. M., 1987. 207 с.

Л е в и н Б. Ю. Происхождение Земли и планет. 4-е изд. M., 1964.

М а л и н о в с к и й Ю. М. Недра — летопись биосферы. M., 1990.

М а р а к у ш е в А. А. Происхождение и эволюция Земли и других планет Солнечной системы. M., 1992. 208 с.

Милановский. Е. Рифтогенез в истории Земли. M., 1983.

М о н и н А. С. Ранняя геологическая история Земли. M., 1987. 261 с.

Мон и н А. С., Ш и ш к о в Ю. А. Исцория климата. Л., 1979. 407 с.

П р е д о в с к и й А. А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л., 1980. 152 с.

Ранняя история Земли. M., 1980. 620 с.

Р и д Г., У о т с о н Дж. История Земли. Т. 1, 2. Л., 1981.

Р о з а н о в А. Ю. Что произошло 600 миллионов лет назад. M., 1986.

1984. 319 с.

Р у т т е н М. Происхождение жизни (естественным путем). M., 1973.

осадочно-метаморфических породах докембрия. M., 1975. 137 с.

С о б о т о в и ч Э. В. Космическое вещество в земной коре. M., 1976.

С о к о л о в Б. С. Органический мир Земли на пути к фанерозойской дифференциации //Вестн. АН СССР. 1976. № 1. С. 126—143.

М. 1991. 444 с.

С т р а х о в. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли.

M., 1963. 299 с.

осадочного процесса. M., 1989. 205 с.

X а и н В. E., Б О Ж К О Н. А. Историческая геотектоника. Докембрий. M., 1988. 381 с.

X o л л е н д X. Химическая эволюция океанов и атмосфера. M., 1989.

Х о л о д о в В. Н. Эволюция питающих провинций — важнейший фактор осадочного рудообразования //Литология (осадочные породы).

M., 1984. С. 75—84.

осадочного породообразования в истории Земли и связанные с ней закономерности размещения полезных ископаемых //Геология и геофизика.

1977. № 11. С. 90—97.

Я с а м а н о в Н. А. Древние климаты Земли. JI., 1985. 95 с.

Б а л а н д и н Р. К- Геологическая деятельность человечества: техногенез. Минск, 1978. 303 с.

E м л и н Э. Ф. Техногенез колчеданных месторождений Урала. Свердловск, 1991. 256 с.

Металлы в осадочных толщах. M., 1964. 446 е.; 1965. 392 е.; 1966.

Полезные ископаемые в осадочных толщах. M., 1973. 242 с.

Проблемы осадочного рудообразования. M., 1978. 147 с.

Рудоносность осадочных пород. M., 1973. 207 с.

С т р а х о в. М. Проблемы осадочного рудообразования. M., 1986.

Успехи в изучении главнейших осадочных полезных ископаемых в СССР. M., 1967. 300 с.

Экзогенные полезные ископаемые. M., 1976. 232 с.

А ф а н а с ь е в С. JI. Наноциклитный метод определения геологического возраста по микрослойкам, варвам, слоям соли. M., 1991. 218 с.

Б е з н о с о в Н. В., С о б е ц к и й В. А. Зональная биостратиграфия, биохорология и биогеография //Историческая геология: итоги и перспективы. M., 1987. С. 25—32.

В о т а х О. А. Структура вещества Земли. Новосибирск. 1991. 224 с.

Границы геологических систем. M., 1976. 320 с.

Ж а м о й д а А. И. Сущность и соотношение основных стратиграфических подразделений//Стратиграфическая классификация. JI., 1980.

Ж а м о й д а А. И. и др. Стратиграфический кодекс СССР. JI., 1977.

Ж и ж ч е н к о Б. П. Методы стратиграфических исследований нефтегазоносных областей. M., 1969. 372 с.

И в а н о в В. В. Методология исторической науки. M., 1985. 168 с.

Историческая геология: итоги и перспективы. M., 1987. 272 с.

Иерархия геологических тел (терминологический справочник). Хабаровск, 1978. 679 с.

Катастрофы и история Земли. M., 1986. 471 с.

K e c c e Г. О. и др. Количественная стратиграфическая корреляция.

M., 1985. 376 с.

К о с ы г и н Ю. А. Основы тектоники. M., 1974. 216 с.

К р а с и л о в В. А. Эволюция и биостратиграфия. M., 1977. 256 с.

К р и ш т о ф о в и ч А. Н. Унификация геологической терминологии и новая система региональной стратиграфии // Мат-лы ВСЕГЕЙ. Палеонтология и стратиграфия. 1945. Сб. 4.

K p у т ь И. В. Введение в общую теорию Земли. M., 1978. 367 с.

Л е о н о в Г. П. К вопросу о принципе и критериях региональностратиграфического расчленения осадочных образований//Памяти проф.

А. Н. Мазаровича. M., 1953. С. 31—57.

Л е о н о в Г. П. Основы стратиграфии.. Т. 1. 1973. 530 е.; Т. 2.

1974. 486 с.

М а л и н о в с к и й Ю. М. Синфазная стратиграфия фанерозоя. M., 1982. 176 с.

M е й е н С. В. Введение в теорию стратиграфии / / Геол. ин-т АН СССР. M., 1974. 185 с. Деп. в ВИНИТИ, № 1749—74.

M е й е н С. В. От общей к теоретической стратиграфии / / Сов. геология. 1981. № 9. С. 58—69.

M е н н е В. В. Биостратиграфические основы сопоставления морских, лагунных и континентальных свит. M., 1962. 373 с.

Н а л и в к и н Д. В. Ураганы, бури и смерчи. Jl., 1969. 487 с.

Н и к о л о в Т. Биостратиграфия. София, 1977. 314 с.

П о п о в В. И. и др. Биоритмостратиграфия мезозоя и кайнозоя (Памир и Тянь-Шань). Ташкент, 1984. 287 с.

Практическая стратиграфия. Jl., 1984. 320 с.

Проблемные вопросы литостратиграфии. Новосибирск, 1980. 192 с.

Расчленение и корреляция осадочных толщ. M., 1978. 208 с.

С а д ы к о в А. М. Идеи рациональной стратиграфии. Алма-Ата, 1974. 183 с.

С а л и н Ю. С. Конструктивная стратиграфия. M., 1979. 163 с.

C a л и н Ю. С. Стратиграфическая корреляция. M., 1983. 151 с.

Сейсмическая стратиграфия. M., 1982. Ч. 1. 375 е.; Ч. 2. 846 с.

Системный подход в геологии. M., 1989. 221 с.

Л., 1979. 422 с.

Стратиграфическая классификация (материалы к проблеме). Л. г 1980. 165 с.

Стратиграфия//Докл. на 27-й сес. МГК- M., 1984. 175 с.

Т е с л е н к о Ю. В. Основы стратиграфии осадочных образований.

Киев, 1976. 139 с.

У ё м о в А. И. Системный подход и общая теория систем. M., 1978.

Ф р о л о в В. Т. Опыт и методика комплексных стратиграфо-литологических и палеогеографических исследований. M., 1965. 196 с.

Ф р о л о в В. Т. К вопросу о формах и уровнях организации геологических объектов / / История и методология естественных наук.

Вып. 33. Геология. M., 1987. С. 9—19.

X а л и н Л. Л. Теоретические вопросы стратиграфии. Новосибирск, 1980. 200 с.

X а л е н д У. Б. и др. Шкала геологического времени. M., 1985.

Х е д б е р г X. Международный стратиграфический справочник. М.> 1978. 226 с.

Х р а м о в А. Н. Палеомагнитная корреляция осадочных толщ. Л., 1958. 218 с.

Ш в а н о в В. Н. Литоформационные корреляции терригенных и метаморфических толщ Южного Тянь-Шаня. Л., 1983. 215 с.

Ш и н д е в о л ь ф О. Стратиграфия и стратотип. M., 1975. 136 с.

Экосистемы в стратиграфии. Владивосток, 1980. 189 с.

Я н ш и н А. Л. О так называемых мировых трансгрессиях и регрессиях / / Б ю л. МОИП. Отд. геол. 1973. Т. 48. № 2. С. 9—14.

G r e s s l y A. Observations geologiques sur Ie Jura Soleurois / / Nouv.

Mem. Soc. helv. Sc. Nat. Vol. 2. Neuchatel, 1838. 349 p.

R e n e v i e r E. Chronographe geologique//C. R. VI sess. Cong.

Geol. Int., Zurich, 1884; Lausanne, 1897. P. 521—695.

W e l l e r I. M. Stratigraphic principles and practice. N. Y., 1960.

А ф а н а с ь е в С. Л. Ритмы и циклы в осадочных породах / / Б ю л.

МОИП. Отд. геол. 1974. № 6. С. 141—142.

А ф а н а с ь е в С. Л. Методика изучения пульситов (циклокомплексов) флишевой формации //Геоцикличность. Новосибирск, 1976.

Б а л у х о в с к и й. Ф. Геологические циклы. Киев, 1966. 168 с.

Б е с п а л ы й В. Т. Климатические ритмы и их отражение в рельефе и осадках. M., 1978. 139 с.

толщ и методика ее изучения. Свердловск, 1991. 336 с.

В а с с о е в и ч Н. Б. Флиш и методика его изучения. Jl.; M., 1948.

Геохимические циклы. M., I960. 188 с.

Геоцикличность. Новосибирск, 1976. 124 с.

Д а ф ф П., Х а л л а м А., У о л т о н Э. Цикличность осадконакопления. M., 1971. 284 с.

Д е ч В. H., К н о и н г Л. Д. Методы изучения периодических явлений в геологии. Л., 1985. 255 с.

К а р а г о д и н Ю. Н. Седиментационная цикличность. M., 1980. 240с.

Л о г в и н е н к о Н. В. и др. Периодические процессы в геологии. Л., 1976. 264 с.

Математические методы анализа цикличности в геологии. M., 1984.

Основные теоретические вопросы цикличности седиментогенеза. M., 1977. 263 с.

П о п о в В. И. и др. Ритмостратиграфические, циклостратиграфические и литостратиграфические подразделения. Ташкент, 1979. 112 с.

Ритмика природных явлений / Отв. ред. А. В. Шнитников. Л., 1976.

Ритмичность природных явлений. Л., 1973. 255 с.

Ритмостратиграфические подразделения. Л., 1978. 71 с.

Теоретические и методические вопросы седиментационной цикличности. Новосибирск, 1977. 153 с.

Т у ш и н с к и й Г. К. Космос и ритмы природы Земли. M., 1966.

Ф р о л о в В. Т. О происхождении ритмичности дельтовых угленосных толщ / / Бюл. МОИП. Отд. геол. 1972. Т. 47. Вып. 4. С. 111—124.

X a и н В. Е. Общая геотектоника. M., 1973. 510 с.

Циклическая и событийная седиментация. M., 1985. 502 с.

Ч а л ы ш е в В. И. Ритмичность флиша и моласс. Л., 1976. 276 с.

Ч и ж е в с к и й А. Л. Земное эхо солнечных бурь. M., 1976. 366с.

P r u v o s t P. Sedimentation et subsidence / / Bull. Soc. geol. France.

Livre jubilaire Centenaire. 1830—1930. Т. 2. Paris, 1935.

R u t o t A. Les phenomenes de la sedimentation marine etudies dans leurs rapports avec la stratigraphie regionale//Bull. du Musee R. d'Hist.

Nat. de Belgique. 1883. T. 2. N1. 292 D.

Symposium on cyclic sedimentation / Ed. D. F. M e r r i a m / / Kansas Bull. Geol. Surv. 1964. Vol. 169 (1, 2). 633 p.

W e I l e r J. M. Cyclical sedimentation in the Pennsylvanian period and its significance//J. Geol. 1930. Vol. 38. N2. P. 97—135.

Б о т в и н к и н а Л..Н. и др. Атлас литогенетических типов угленосных отложений среднего карбона Донецкого бассейна. M., 1956. 368 с.

породы, руды//Литол. и полезн. ископ. 1977. № 5. с. 10—18.

В а с с о е в и ч Н. Б. Условия образования флиша. Л.; M., 1951.

Гидродинамика и осадкообразование. M., 1983. 231 с.

Гидродинамика и седиментация в волновой зоне. M., 1986. 144 с.

Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки. Владивосток, 1976. 284 с.

Г л и н к а К. Д. Глауконит. Спб., 1896. 128 с.

Дельты — модели для изучения. M., 1979. 323 с.

Динамическая геоморфология. M., 1992. 447 с.

Е л и с е е в В. И. Закономерности образования пролювия. M., 1978.

З а х а р о в П. С. Пыльные бури. Л., 1965.

З е н к о в и ч В. П. Основы учения о развитии морских берегов. M., 1962. 710 с.

З о л о т а р е в Г. С. Инженерная геодинамика. M., 1983. 328 с.

И н г л Д ж. Движение пляжевых песков. JI., 1971.

К а п л и н а Т. Н. Криогенные склоновые процессы. M., 1965. 295 с.

К и н г К. А. М. Пляжи и берега. M., 1963. 436 с.

К о о л ю к И. К- и др. Ископаемые органогенные постройки, рифы и методы их изучения и нефтегазоносность. M., 1975. 236 с.

К р а е в а я Т. С. Генетические типы грубообломочных отложений •стратовулканов. M., 1977. 128 с.

К р е м е н е ц к а я Т. Н. Речные, лагунные, озерные отложения в вулканических районах (Камчатка). M., 1977. 110 с.

Л а в р у ш и н Ю. А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. M., 1976. 238 с.

Л а м а к и н В. В. Динамические фазы речных долин и аллювиальных отложений//Землеведение. Нов. сер. 1948. Т. 2 (42). С. 154—187.

Л е о н о в М. Г. Олистостромы и их генезис//Геотектоника. 1978.

№ 5. С. 18—31.

Л и с и ц ы н а Н. А. Генетические типы кор выветривания основных пород влажных тропиков//Литол. и полезн. ископ. 1967. № 5. С. 26—49.

Л о н г и н о в В. В. Очерки литодинамики океана. M., 1973. 244 с.

М а в л я н о в Г. А. Генетические типы лёссов и лёссовидных пород центральной и южной частей Средней Азии. Ташкент, 1958. 609 с.

М а к к а в е е в Н. И., Ч а л о в Р. С. Русловые процессы. M., 1986.

М а л е е в. Ф. Вулканогенные обломочные породы. M., 1977. 213 с.

Морская геоморфология. Терминологический справочник. Береговая зона: процессы, понятия, определения. M., 1980. 280 с.

Н а к о в н и к Н. И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых. M., 1964. 338 с.

Н и к о л а е в Н. И. К вопросу о состоянии изучения новейших континентальных отложений//Совещание по осадочным породам. Вып. 1.

M., 1952. С. 237—262.

П а в л о в А. П. Статьи по геоморфологии и прикладной геологии / Избр. соч. Т. 2. M., 1951. 184 с.

П о л ы н о в Б. Б. Кора выветривания. Ч. 1. Л., 1934.

P и т м а н А. Вулканы и их деятельность. M., 1964. 438 с.

P у и н Л. Б. Окаменение осадочных отложений // Вестн. Ленингр.

ун-та. 1953. № 3. С. 181—192.

С а м а м а Ж--К. Выветривание и рудные поля. M., 1989. 449 с.

типы красных глубоководных глин Тихого океана // Литол. и полезн.

ископ. 1968. № 6. С. 17—37.

С т р а х о в. М. Диагенез осадка и его значение для осадочного рудообразования//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1953. № 5. С. 12—49.

Ф и ш е р Р. В. Субаквальные вулканокластические породы // Геология окраинных бассейнов. M., 1987. С. 9—51.

Ф р о л о в В. Т. Опыт и методика комплексных стратиграфо-литологических и палеогеографических исследований. M., 1965. 197 с.

Ф р о л о в В. Т. Тип морских отложений генетический // Геологический словарь. Т. 2. M., 1973. 315 с.

Ф р о л о в В. Т. Генетическая типизация морских отложений. M., 1984. 222 с.

Ф р о л о в В. Т. Литология. М. Кн. 1. 1992. 336 е.; Кн. 2. 1993. 440с.

Ф р о л о в В. Т., Щ е р б а к о в а. Н. Принципы совершенствования классификации и номенклатуры вулканогенно-осадочных пород // Вестн.

Моск. ун-та. Сер. геол. 1988. № 4. С. 3—11.

модели эксплозивно-осадочного процесса//Вестн. Моск. ун-та. Сер. геол.

3991. С. 33—40.

Х а т ч и н с о н Д. Э. Лимнология. M., 1969. 592 с.

Ц ы к и н Р. А. Отложения и полезные ископаемые карста. Новосибирск, 1985. 165 с.

Ч а л о в Р. С. Географические исследования русловых процессов. M^ 1979. 234 с.

М а л ы ш е в В. И. Методика изучения ископаемых почв. M., 1968.

Ч е р н я х о в с к и й А. Г. Элювий и продукты его переотложения // Труды ГИН АН СССР. 1966. Вып. 145. 177 с.

Типизация, генезис и география современных кор выветривания //Литол.

и полезн. ископ. 1976. N° 2. С. 47—63.

Четвертичное оледенение Земли (современные представления, теории, методы исследования). M., 1974. 280 с.

седиментологии//Сер. Общая геология. M., 1989. 111 с.

Ч у м а к о в И. С. Плиоценовые и плейстоценовые отложения долины Нила в Нубии и Верхнем Египте. M., 1967. 113 с.

Ш а н ц е Е. В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. M., 1966. 239 с.

Ш а н ц е Е. В. (отв. ред.). Процессы континентального литогенеза. M., 1980. 212 с.

Ш в а р ц е в С. А. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. M., 1978. 287 с.

Я н ш и н А. Л. Вулканизм и осадочное рудообразование//Бюл.

МОИП. Отд. геол. 1968. Т. 4. С. 112—120.

Я п а с к у р т О. В. Литогенез в осадочных бассейнах миогет>синклиналей. M., 1989. 151 с.

В о и ш а А. N. Sedimentology of some flysch deposits. Amsterdam, 1962. 168 p.

ancient. L., 1987. 527 p.