Историческая геология / Учебники / ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ

разработана методика построения ритмограмм (рис. 8). На них выделяются аномальные ритмы, по которым и проводится корреляция разрезов.

Рис. 8. Построение ритмограммы (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985)

а - послойный разрез; б - разрез разделен на ритмы (I-IX), выделены элементы {1,2, 3) ритмов; в - эле- менты ритмов заменены условными знаками (произвольно); г - ритмограмма: колонки ритмов заменены отрезками горизонтальных линий (расположены друг от друга на равных расстояниях), границы элемен- тов ритмов соединены прямыми линиями; д - ритмограмма того же разреза в более компактном и удоб- ном виде: уменьшен вертикальный масштаб и убраны отрезки линий, обозначающих колонки ритмов (вертикальный масштаб ритмограмм выбирается исполнителями)

Мощность элементарных ритмов различна: от нескольких миллиметров до нескольких мет- ров. Ритмичность бывает разных порядков. Мелкие ритмы объединяются в крупные, которые, в свою очередь, могут являться частями еще более крупных ритмов. Сопоставление ритмов разных порядков довольно широко используется в стратиграфии. Однако выводы об одновозрастности крупных ритмов в разрезах удаленных друг от друга районов нуждаются в дополнительном обо- сновании. Правда, некоторые исследователи полагают, что наиболее крупные ритмы отражают оп- ределенные этапы развития Земли и могут быть прослежены по всей планете.

Общегеологические методы состоят в определении последовательности слоев и изучении их взаимоотношений. В каждом конкретном разрезе (обнажении) при ненарушенном залегании нижележащий слой древнее перекрывающего (рис. 5, V); это положение известно как принцип

21

(закон) Н. Стенопа, сформулированный им в XVII в. (1669). Он обычно применяется к осадочным и вулканогенным породам, но может быть распространен и на магматические образования. Из двух контактирующих тел (интрузий) моложе то, которое повлияло или оставило след на другом

(рис. 5, VI).

Существуют методы сопоставления разрезов по несогласиям и по взаимоотношениям тех или иных пород с изверженными породами. Они позволяют в первом приближении наметить близкие по возрасту фрагменты разрезов. Несогласия - это естественные рубежи, по которым расчленяются разрезы. Затем сопоставляются толщи, занимающие одинаковое положение по отношению к Поверхностям несогласия. К таким методам относится метод выделения структурных этажей. Полагают, что образования одинаковых этажей ближе по возрасту друг к другу, так как они суще- ствовали до (или после) события, вызвавшего несогласие. На рис. 5, VII, VIII гнейсы а и амфибо- литы в нижних этажей образуют древний комплекс, а песчаники б и аргиллиты г - молодой. При использовании этого метода в сложно построенных областях развития метаморфических образо- ваний (когда выделяется несколько структурных этажей) есть опасность сопоставления толщ, принадлежащих разным этажам. По этой же причине указанный метод не применяют для корре- ляции удаленных друг от друга разрезов.

Метод изучения взаимоотношений с изверженными породами позволяет определить после-

довательность образования горных пород. Так, в обнажении на рис. 5, IX интрузия гранитов про- рывает толщу сланцев. В другом обнажении (рис. 5, X) этого района вскрывается толща конгломе- ратов с гальками из гранитов, прорывающих сланцы. Следовательно, здесь сланцы - самые древ- ние породы, граниты - моложе, а конгломераты - самые молодые (рис. 5, XI).

Климатостратиграфический метод разработан для четвертичных отложений. Основан он на чередовании в четвертичном периоде резких похолоданий (стадиалов или оледенений) и потеп- лений (интерстадиалов или межледниковий), что определяло смену литолого-фациальных и пале- онтологических комплексов.

АБСОЛЮТНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ

Истинную продолжительность отдельных геохронологических единиц (в тысячах и милли- онах лет) можно установить радиогеохронологическими методами, называемыми также радиоло- гическими или методами определения абсолютного возраста.

Для установления абсолютного возраста горных пород используются радиоактивные элемен- ты с постоянной скоростью радиоактивного распада. Постоянная скорость радиоактивного распа- да обоснована теоретически и доказана опытным путем. Она характеризуется периодом полурас- пада - временем, в течение которого радиоактивное вещество уменьшается наполовину. Для уста- новления абсолютного возраста горных пород используются радиоактивные элементы с длитель- ными периодами полураспада, исчисляемыми миллионами, миллиардами лет. Учитывая периоды полураспада и сравнивая их с геологическим возрастом Земли, можно считать их вполне сопоста- вимыми, а это значит, что радиоактивные элементы (232Th = 15,17 млрд. лет, 238U = 4,51 млрд. лет, 235U = 0,713 млрд. лет) могут дать объективные данные возраста даже самых древних пород.

Абсолютный (изотопный) возраст определяется по минералам, имеющим в своем составе ра- диоактивные элементы. С момента образования таких минералов в них непрерывно происходит накопление продуктов распада - радиогенных стабильных изотопов. По любой паре радиоактив- ного и радиогенного стабильного изотопа можно определить возраст, зная период полураспада ра- диоактивного изотопа.

В наше время применяют следующие типы самопроизвольных ядерных превращений при оп- ределении изотопного возраста:

(альфа-распад) (электронный захват)

22

(бета-распад)

(альфа-распад) (альфа-распад) (бета-распад)

Для определения возраста надо знать соотношение начального и конечного элементов, для чего аналитическим путем устанавливают содержание радиоактивного вещества и продукта его распада в исследуемом минерале. Радиоактивные минералы подвержены выветриванию (химическим изменениям), которые приводят к потере радиоактивных элементов и продуктов их распада. Все это может привести к неверным результатам, к так называемому "омоложению" возраста породы.

Свинцовый метод начал применяться впервые в 1907 г. в Канаде ученым Б.Болтвудом. В основе этого метода лежит процесс радиоактивного распада изотопов 235U, 238U, 232Th на изотопы свинца. Для

определения возраста надо знать содержание урана или тория и изотопа свинца в радиоактивном минерале. Обычно используют сильно радиоактивные минералы, содержащие более 1% урана или тория: уранинит, монацит, ортит, циркон. Указанные минералы встречаются в гранитах, пегмати- тах и кварцевых жилах. Возраст вычисляют по 4 изотопным отношениям: 206 Pb/238U, 207Pb/235U, 207РЬ/20бРЬ, 208Pb/232Th с использованием закона распада радиоактивных элементов. Для удобства возраст вычисляют по заранее составленным таблицам, номограммам, графикам.

Свинцовый метод наиболее надежен и употребляется для определения возраста древних по- род, но применение его ограничено, так как редко встречаются пригодные и хорошей сохранности минералы.

Гелиевый метод был разработан на начальном этапе исследований, но основан на накопле- нии гелия при распаде урана и тория в разных минералах. К сожалению, гелий устойчиво сохра- няется в кристаллических решетках лишь некоторых минералов, более или менее прочно он удер- живается магнетитом, самородным железом и пироксенами - железисто-магнезиальными силика- тами. В наше время гелиевый метод применяют редко.

Калий-аргоновый (аргоновый) метод был предложен советским ученым Э.К.Герлингом в 1949 г. и вскоре получил всеобщее признание. Естественной радиоактивностью обладает изотоп 40К, который путем электронного захвата превращается в аргон: 40К + е —> 40Аг. Применяя этот метод, надо знать, какая доля радиоактивного изотопа 40К превращается в аргон путем электронного захвата и какая в кальций путем бета-распада. Установлено, что примерно 88% ядер превращается ; в 40Са, а 12% - в 40Аг. По кальцию возраст определить трудно, а по аргону методика хорошо разработана. Вычисление возраста производится по отношению 40Аг/40К в минералах и горных породах, содержащих калий, по формуле

где Хе - константа электронного захвата 40К; А,р - константа бета-распада 40К; / - возраст минерала. Длительность периода полураспада калия и образования аргона, равная 1,3 млрд. лет, идеаль-

на для определения изотопного возраста во всех интервалах геологического времени. Аргон хоро- шо сохраняется в кристаллической решетке минералов.

В настоящее время калий-аргоновый метод является основным, он широко применяется для определения возраста магматических, метаморфических и осадочных пород благодаря тому, что калиевые минералы имеются в большом количестве в любых породах. Важнейшими минералами, пригодными для калий-аргонового метода, являются: слюды (биотит, мусковит, лепидолит), кали- евые полевые шпаты, роговая обманка, пироксены, сильвин, глауконит. Возраст осадочных пород наиболее надежно установлен по глаукониту, магматических - по биотиту, мусковиту и по калие- вым полевым шпатам.

23

Кальциевый метод, основанный на превращении 40К путем бета-распада в 40Са, применяется редко ввиду большой примеси нерадиогенного кальция в различных минералах.

Рубидий-стронциевый метод основан на распаде 87Rb и превращении его в 87Sr путем бета-1 распада. Он применяется для определения возраста докембрийских пород из-за очень большого" периода полураспада 87Rb (47 млрд. лет). Однако в последнее время с появлением точной анали тической аппаратуры рубидий-стронциевый метод стал применяться для определения возраста фанерозойских пород. Самостоятельных минералов рубидий не образует, а встречается в виде примеси в калиевых минералах. Чаще всего используют слюды, в них содержится очень мало стронция, но его достаточно для определения возраста пород. Рубидий-стронциевый метод приме ним к тем же минералам, которые используются в калий-аргоновом; оба метода для контроля при меняют вместе. ' = v! ''

Самарий-неодимовый метод основан на очень медленном распаде изотопа самария l47Sm, который встречается в смеси со стабильными изотопами |44, |48"150? 152, 154Sm с периодом полураспада 153 млрд. лет (постоянная радиоактивного распада % ~ 0,00654 млрд. лет"1). Конечным продуктом распада является радиогенный 144Nd. Возраст минерала, содержащего самарий, рассчитывается по

формуле

Самарий-неодимовый метод считается одним из наиболее надежных (наряду с U/Pb по цир- кону) для определения возраста глубокометаморфизованных раннедокембрийских пород, хотя также иногда дает заниженные значения.

Радиоуглеродный метод основан на изучении радиоактивного изотопа углерода 14С, который образуется в атмосфере при реакции космических частиц с изотопом I4N, а затем усваивается тканями растений. После их гибели происходит распад накопленного в них 14С с определенной скоростью, что и позволяет определять изотопный возраст растений и слоев, в которых они захо- ронены. Период полураспада |4С равен 5750 лет, поэтому с помощью радиоуглеродного метода можно установить возраст лишь таких пород, время образования которых не превышает 50-70 ты- сяч лет. Этот метод используют для определения возраста молодых четвертичных отложений, а также в археологии и антропологии. Объектом исследования являются остатки различных расте- ний, а также обугленные остатки растений и животные ткани в золе кострищ доисторического человека.

Метод треков осколочного деления базируется на том, что во всех минералах, содержащих уран, возникают структурные изменения, фиксирующие пробег осколков от спонтанного деления урана. Они видны в виде треков при увеличении под микроскопом. Обычно подсчитывается плот- ность этих треков, т.е. их число на единицу поверхности. Чем больше возраст минерала, тем боль- ше плотность треков при прочих равных условиях. Для определения содержания урана образец минерала облучают нейтронами. Возникают новые треки от деления присутствующего урана, вызванного нейтронами. При этом возраст минерала будет являться функцией отношения числа

треков от спонтанного деления урана к числу вновь появившихся треков на единицу площади или объема. Хотя метод не очень точен, его можно рассматривать как новый перспективный способ исследования. В последние годы трековый метод стали использовать для определения возраста четвертичных вулканических пород.

Радиологические методы непрерывно совершенствуются, возрастает их точность, разрабаты- ваются новые, более тонкие методики. Они имеют наибольшую ценность для определения возрас- та магматических и метаморфических пород, лишенных каких-либо органических остатков, ши- роко применяются также для установления возраста фанерозойских отложений, для определения продолжительности стратиграфических подразделений разного ранга, выделенных на основе па- леонтологического метода.

24

Наиболее подходящими для радиометрического датирования, кроме радиоуглеродного мето- да, являются магматические породы. Меньше подходят метаморфические породы, поскольку они> часто прошли не один, а два-три этапа метаморфизма, каждый из которых мог сопровождаться по- терей радиогенных изотопов. Возраст осадочных пород обычно определяют косвенным образом,

по возрасту прорывающих их и перекрываемых ими интрузивов или по прослаивающим их эффузивам и вулканическим туфам и пеплам. Именно так в основном была построена глобальная геохронологическая шкала фанерозоя. Но делаются попытки и непосредственно определить возраст песчаных пород K/Ar-методом по К-содержащему минералу глаукониту, а глинистых пород - по слюдам или валовым анализам. Последний метод дает часто завышенные значения, поскольку К-содержащие минералы являются обычно обломочными и более древними, чем сами глины, если только последние не состоят в основном из аутигенных глинистых минералов.

Опыт радиометрического датирования магматических и метаморфических горных пород по- казал, что наибольший смысл имеет комплексное применение разных методов к одной и той же породе и к разным составляющим ее минералам, а также к породе в целом ("по валу"). Дело в том, что разные изотопы обладают разной способностью к улетучиванию и разные минералы - к утрате этих изотопов при нагревании; например, амфиболы и пироксены устойчивее, чем слюды, аргон теряется легче всего и т.д. Измеряя возраст пород разными методами, мы получаем возраст, наиболее близкий к первичному возрасту породы или ее первому метаморфизму, а данные других методов позволяют датировать более поздние эпохи метаморфизма. К/Аг-метод обычно дает для интрузивных магматических пород заниженные значения возраста, поскольку изотопные отноше- ния в них становятся стабильными лишь после остывания породы до 300°, что достигается через несколько миллионов и даже первые десятки миллионов лет после внедрения интрузии.

МЕТОДЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК. УЧЕНИЕ О ФАЦИЯХ

Одна из важных задач исторической геологии - восстановление физико-географических обстановок, существовавших в определенный этап геологического прошлого, и их изменений с течением времени. Решением этих задач занимается палеогеография - "древняя география".

Метод восстановления палеогеографических обстановок обычно называют фациальным анализом. Восстановление древней географической обстановки производится по породам и содержащимся в них окаменелостям. В связи с этим фациальный анализ слагается из двух равнозначных частей: литологического и биономического анализов.

Предметом исследования в палеогеографии является фация, основа исследования - принцип актуализма.

Термин "фация" получил в геологии широкое распространение. Впервые определение этому термину {лат. fades - вид, облик) дал швейцарский исследователь А.Грессли в 1838 г.

Под фациями он понимал конкретные участки любого слоя одновозрастных пород, отличаю- щихся от соседних участков как петрографическим составом, так и ископаемыми остатками орга- низмов (рис. 9). В русскую геологическую литературу этот термин ввел Н.А.Головкинский в 1869 г. Позднее в понятие "фация" вкладывалось разное содержание. Отметим два крайних взгляда на фацию. Согласно первому, отвечающему точке зрения А.Грессли, фация - часть слоя одновозраст- ных пород, отличающаяся от соседних частей этого же слоя своими литологическими и палеонто- логическими особенностями, которые называются фациальными признаками. Согласно второму, фация представляет собой физико-географическую обстановку или единицу ландшафта (как отме- чал акад. Д.В.Наливкин). С геологических позиций предпочтительным является первое определе- ние фации, так как в палеогеографии ведут исследования от характера породы (как ископаемого осадка) к особенностям осадка, затем к условиям его образования и, наконец, к физико-географи-

25

ческой обстановке в интересующее нас время в изучаемом районе. Фацию следует рассматривать как часть слоя одновозрастных пород, их изучение позволяет расшифровывать изменения природ- ных условий в пространстве в течение единого временного этапа.

Рис. 9. Схема соотношения фаций в пределах слоя одновозрастных пород (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)

1-3 ~ фации (7 - представленная песчаными породами с ископаемыми ос- татками наземных растений и морских, главным образом бентосных бес- позвоночных организмов, 2 - глинистыми породами с ископаемыми остат- ками морских, главным образом бентосных беспозвоночных, 3 - карбонат- ными породами с ископаемыми остатками морских, главным образом план- ктонных беспозвоночных)

В основе палеогеографических реконструкций лежит принцип актуализма, который был вве- ден в геологию благодаря трудам немецкого исследователя К. фон Гоффа (1824) и английского геолога Ч.Ляйеля (1833). Последний писал, что современные природные явления - ключ к позна- нию прошлых явлений. Принцип актуализма основан на познании прошлого через познание на- стоящего. Однако необходимо помнить, что физико-географические условия с течением времени менялись и принцип актуализма к прошлым геологическим эпохам нужно применять с осторож- ностью. Следует учитывать необратимые явления в атмосфере, гидросфере, биосфере и т.д.

Таким образом, изучение фаций, опирающееся на принцип актуализма, является основой фациального анализа и палеогеографических реконструкций.

Фациальный анализ представляет собой метод восстановления палеогеографической обста-

новки путем изучения характерных особенностей горных пород и заключенных в них окаменелостей. Его проводят по конкретному геологическому материалу: выявляют особенности

строения слоев одновозрастных горных пород и изменения в пространстве их вещественного состава, структурных и текстурных особенностей горных пород, их минерального состава, а также

заключенных в породе остатков ископаемых организмов и следов их жизнедеятельности (палеоихйелогия). Фациальный анализ позволяет восстановить условия образования осадков и обитания организмов и, в конечном счете, физико-географическую обстановку прошлого. Он состоит из двух взаимосвязанных этапов: литологического и биономического анализов.

ЛИТОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ

Литологический анализ применяется при изучении горных пород, их минерального состава и строения с целью восстановления древней географической обстановки. Одни и те же типы осадков, давших начало осадочным горным породам, могли формироваться в разных условиях, в различной физико-географической обстановке. Однако, несмотря на сходство литологического состава, породы обладают целым рядом структурных, текстурных и других признаков, по которым можно с достаточной достоверностью определить место и условия их образования на земной поверхности.

Первое - типы пород и их структуры. Обломочные породы, классифицируемые по размерам слагающих их зерен, а также хемогенные, биогенные и глинистые породы представляют осадоч- ные породы, которые могли формироваться в разной обстановке: в море и на суше, из принесен- ного (аллохтонного) или сохранившегося на месте образования (автохтонного) материала, в среде разной подвижности. Однако тип породы и ее структура дают лишь самые общие представления об условиях формирования породы. Так, например, глины могли образоваться на суше в виде

26

элювия, в приледниковом озере, в морских глубоких впадинах; пески - в пустынях в виде эоловых отложений, в реке в виде аллювия, в море на мелководье или на значительной глубине в зоне дей- ствия придонного течения. Поэтому большое значение имеет текстура породы, так как отражает характер и состояние среды осадконакопления. Выделяются внутрислоевые текстуры, связанные с длительной деятельностью отдельных факторов (массивные и слоистые, горизонтально-слоис- тые и косослоистые), а текстуры (знаки) на поверхности слоя обязаны своим происхождением кратковременному воздействию на осадок различных факторов среды (знаки ряби, трещины усыхания, следы жизнедеятельности организмов). Большое значение имеет окраска породы, но этот показатель используется в сочетании с другими особенностями.

Цитологический анализ состоит в определении фаций по вещественному составу, структур- ным и текстурным особенностям пород.

Состав обломочного материала галечников, конгломератов, песков, песчаников позволяет выяснить длительность и характер переноса, установить источник сноса. В процессе переноса наиболее неустойчивые, мягкие, легко растворяющиеся минералы и горные породы разрушаются.

Наличие в изучаемой породе только устойчивых минералов свидетельствует либо о длительном переносе обломочного материала, либо о долгом выветривании пород перед сносом, либо о пере- отложении ранее образовавшихся пород. Изучая распределение обломочного материала на площа- ди по крупности обломков зёрен, можно обнаружить источник питания или сноса, так как побли- зости от него располагаются наиболее крупные обломки или галька.

Состав горных пород позволяет судить о среде и климате, в которых происходило осадконакопление (рис. 10). Так, присутствие в породах глауконита свидетельствует об отложении осадка в море. Соли и гипс указывают на жаркий сухой климат. Минеральный состав глин также помогает сделать заключение о климате. Глины, образовавшиеся во влажном тропическом климате при оби-

Рис. 10. Распределение горных пород и некоторых аутигенных минералов по основным обстановкам осадконакопления (Ф.Геккел, 1974). Прерывистой линией показано воз-

можное их образование в данной обстановке

лии растительности и гумусовых кислот, содержат галлуазит и каолинит; глины аридного климата - монтмориллонит, гидрослюды. Мощные карбонатные толщи формируются, как правило, в тепловодных бассейнах.

27

Окраска пород может служить индикатором среды осадкообразования. Так, зеленый цвет отложений иногда объясняется присутствием глауконита - минерала от светло-зеленого до темно- зеленого цвета, образующегося в морских условиях. Черный и темно-серый цвет часто наблюда- ется у отложений, сформировавшихся в восстановительных условиях (закисное железо). Ископае- мые песчаные и песчано-глинистые отложения пустынь нередко бывают красноцветные (красные, бурые, коричневые) за счёт присутствия окисных форм железа.

*„ Структурные особенности пород. Рассмотрим их на примере анализа структур обломочных пород, у которых исследуют как обломочный материал, так и цементирующую массу. Q Размер обломочного материала позволяет судить о рельефе и удаленности области питания. Как указывалось, наиболее крупные обломки располагаются ближе к источнику сноса. Так, грубо и крупнообломочный материал отлагается непосредственно у подножия горной страны, с удале- нием от которой размеры обломочных частиц уменьшаются. По крупности обломочного материала судят о скорости движения воды в месте образования осадка. Так, при скорости течения 10 км/ч (Гольфстрим у берегов Флориды) дно бывает выметено, а при 4-6 км/ч выпадают гальки величи- ной с грецкий орех. Пески отлагаются при скорости течения 0,26-0,34 м/с, а алевриты - не более

0,26 м/с.

Сортировка обломочного материала говорит о длительном переносе обломков. При изучении сортировки учитывают состав обломочного материала, так как породы и минералы имеют разную плотность, в разной степени подвержены разрушению. Отсутствие сортировки характерно для мо- рен, осыпей, глубоководных брекчий, обвальных и селевых отложений.

Форма обломков определяется составом разрушающейся породы, ее трещиноватостью, слан- цеватостью, слоистостью. Например, при разрушении тонкослоистых, листоватых сланцев полу- чаются пластинчатые обломки. Округлая форма гальки характерна обычно для массивных пород. В морских осадках преобладают уплощенные гальки, в пустынных - встречаются эоловые много- гранники. Утюгообразные валуны присущи ледниковым отложениям.

Степень окатанности обломков зависит от следующих факторов: 1) от состава пород (об- ломки мягких пород окатываются быстрее и лучше, чем твердых; слюда при переносе крошится, расщепляется на мельчайшие чешуйки, но не окатывается); 2) от первоначальной формы облом- ков; 3) от скорости и длительности переноса. По наиболее простой шкале устанавливается пять категорий окатанности обломков: неокатанные, угловатые, полуугловатые, полуокатанные, Ока- танные. Наилучшая окатанность наблюдается у морских галечников, образовавшихся в результате перемыва принесенного в море реками материала. Плохо окатанный материал характерен для от- ложений конусов выноса временных потоков, верховьев рек и для делювия. Происхождение пес- ков определяют по содержанию в них зерен разной окатанности. У речных песков преобладают полуугловатые и полуокатанные зерна, у прибрежно-морских - полуокатанные и окатанные, у дюнных - окатанные.

Характер поверхности обломков определяется их составом и средой, в которую они попали. Ямчатая, бугорчатая, шероховатая поверхность обломков часто объясняется полиминеральностью их состава. Для обломков, попавших в подвижную водную среду, характерна гладкая поверхность; наиболее отполирована морская галька. В ледниковых отложениях на поверхности валунов и об- ломков могут быть борозды, шрамы, царапины. Обломки пород в пустынных отложениях покры- ты "загаром пустыни", иногда они имеют шагреневую поверхность и трещиноватость.

Расположение обломочного материала позволяет установить направление и характер движе- ния воды. Так, в русле реки удлиненные гальки разворачиваются по течению. В зоне прибоя удли- ненные обломки располагаются почти параллельно береговой линии. В русловых отложениях не- редко наблюдается черепитчатое наложение галек. О направлении движения воды в потоках мож- но судить также по косам, находящимся за крупными валунами и обломками.

28

Характеристика цементирующей массы (состав, количество, соотношение с обломочным материалом) - необходимый элемент анализа структуры обломочных пород. Например, карбонат- ный цемент характерен для неподвижных галечников водных бассейнов. Конгломераты, образо- вавшиеся из подвижных галечников, содержат мало преимущественно кремнистого цемента, в них резко преобладает обломочный материал. Концентрация крупнообломочного материала на от- дельных участках указывает на расположение основного русла.

Слоистые текстуры. Отложения подразделяются на слоистые и массивные (неслоистые). Отсутствие слоистости говорит об осадкообразовании в постоянных, чаще морских условиях. Слоистость указывает на отложение осадков в среде с менявшимся режимом осадконакопления. Выделяют два основных типа слоистости: параллельную и косую. Параллельная слоистость

состоит в чередовании слоев и слойков с параллельными друг другу поверхностями напластования. Она формируется при выпадении осадка в спокойной водной среде. Параллельная слоистость может быть простой линейной и прерывистой, равномерной и неравномерной, ритмичной (рис. 11).

Рис. 11. Текстурные особенности пород (заимствовано у Е.В.Владимирской и др., 1985) 1, 2 - знаки ряби (1 - несимметричные, 2 - симметричные); 3, 4 - многоугольники (трещины) высыхания (3 - схема образования, поперечный профиль, 4 - вид сверху); 5 - отпечатки капель дождя; 6 - глиптоморфозы по каменной соли (галиту); 7 - отпечатки следов четвероногого пре- смыкающегося и трещин высыхания на нижней поверхности напластования песчаников (триас, Германская впадина); 8-12 - типы слоистости: 8, 9 - косая (8 - разнонаправленная, 9 - однонап- равленная), 10-12 - параллельная (10 - прерывистая, // - неравномерная, 12 - равномерная)

29

Косая слоистость характеризуется сериями слойков, расположенных косо по отношению к межсе- рийным швам или к границам подошвы и кровли пластов. Она свидетельствует о накоплении осадка при движении воды и при ветре. Различают разнонаправленную и однонаправленную сло- истость. Косая слоистость характерна для отложений, образовавшихся в руслах рек и временных потоков, в зоне подводных течений, в прибрежной части водных бассейнов, в наземных условиях.

Текстуры поверхностей напластования. Знаки на поверхности напластования неорганичес- кого происхождения (механоглифы) и органического происхождения (биоглифы) изучает специ- альный раздел геологии - палеоихнология. Наиболее часто на поверхностях напластования встре- чаются перечисленные ниже формы (рис. 11).

Знаки ряби указывают на обстановку осадконакопления. Симметричная рябь с одинаковыми углами наклона у валиков характерна только для водной среды. Несимметричная рябь бывает вод- ная и ветровая (эоловая). Водная рябь образуется в реках, зонах течений, в прибрежной зоне. Вод- ную рябь от ветровой отличают по индексу ряби (отношение ширины валика к его высоте). У вод- ной ряби индекс ряби колеблется от 5 до 10, у ветровой - от 20 до 50/

Многоугольники высыхания (трещины высыхания) образуются в наземных условиях при су- хом, жарком и реже умеренном климате.

Глиптоморфозы по кристаллам каменной соли указывают на сухой и жаркий климат, они ха- рактерны для пустынных образований.

Наблюдаются также следы струй течения, стенания; отпечатки капель дождя, града; следы жизнедеятельности различных организмов (ползающих, зарывающихся), следы четвероногих и птиц; нерасшифрованные знаки - гиероглифы.

БИОНОМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ

Биономический анализ - изучение ориктоценозов с целью восстановления условий обитания организмов и палеогеографической обстановки. Путь исследования - воссоздание палеобиоценозов (сокращенно палеоценозов), изучение остатков отдельных организмов, восстановление их образа жизни и среды обитания, в конечном итоге восстановление палеогеографии. Задача эта сложная и решение ее затруднено тем, что в ряду палеобиоценоз (палеоценоз) - некроценоз (танатоценоз) - тафоценоз - ориктоценоз происходит существенное изменение комплекса остатков организмов. В результате ориктоценоз может являться скоплением небольшой части организмов, некогда входивших в различные палеобиоценозы (палеоценозы) (рис. 12). В биономическом

анализе следует идти в обратном направлении - анализируя ориктоценозы,

восстанавливать облик отдельных организмов и за- тем переходить к реконструк-

ции древней географической обстановки с палеоценозами. Прежде всего изучают остат- ки отдельных организмов, входивших в палеобиоценоз;

группа организмов обитала в определенных условиях. Затем переходят к изучению экологических групп организмов и, наконец, к палеобиоценозу (палеоценозу) в целом. Характер видового соста-

30