авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 12 | 13 || 15 | 16 |   ...   | 25 |

«Л.Б.РУХИН ОСНОВЫ литологии УЧЕНИЕ ОБ ОСАДОЧНЫХ ПОРОДАХ Издание третье, переработанное и дополненное ПОД ...»

-- [ Страница 14 ] --

В-четвертых, как это подчеркнул. М. Страхов, существенно ме няется во времени состав растворов, поступающих из областей сноса.

Значительное влияние на ход химической дифференциации оказывает также климат и степень солености воды в бассейнах. Поэтому коллоид ные частицы железа или марганца в море из-за коагуляции часто отлага лись совместно с прибрежными песчаными отложениями.

Реальное распределение тех или иных соединений зависит иногда от нескольких одновременно идущих процессов разделения, вызванных различными причинами. Действительно, кроме крупных поднятий гор ных систем, вызывающих образование огромного количества осадочного материала, подвергающегося затем дифференциации, происходят еще местные движения земной коры различной амплитуды и длительности.

Каждое из этих поднятий вызывает, в свою очередь, изменение рельефа и является толчком к определенному разделению осадочного вещества, в котором участвуют и более древние породы, в какой-то мере уже рассор тированные.

На характере химического разделения сказывается и систематическая смена условий образования осадков на всей поверхности Земли — услож нение геологического строения земной коры, изменение солености океана й состава атмосферы, в частности, количества углекислоты, существенно изменившее растворимость карбонатов. Следовательно, в прошлом меня лись характер и последовательность химического разделения.

Все перечисленные обстоятельства в конкретных геологических усло виях вызывают отклонения от схемы осадочной дифференциации JI. В. Пустовалова. В частности, значительно изменяется соотношение между механическим и химическим разделением благодаря различию скорости каждого из этих основных видов дифференциации в неодинако вых условиях. Механическое разделение иногда начинается и разви вается совместно с химическим, в результате чего отложение окислов железа сочетается, например, с накоплением галечного и песчаного ма териала, а отложение карбонатов кальция и железа — с глинами.

Однако перенос железа в виде органо-минеральных соединений, зна чительно более устойчивых в растворе, чем его окислы, может привести к накоплению железа в отложениях, более удаленных от берегов и, сле довательно, к задержке начала химического разделения и смещению ряда образующихся при нем соединений относительно продуктов меха нической рассортировки.

При определении соотношения химического и механического разделе ния следует также иметь в виду, что гидродинамическая активность водной среды не только определяет ход механического разделения, но ока 364' зывает влияние и на химическое образование осадков. Так, подвижность морских вод в значительной мере определяет их газовый состав, соленость, температуру и ряд других особенностей. Например, застойные воды обычно лишены свободного кислорода, которым богаты подвижные воды и т. д.

Поэтому в разных по глубине зонах морского дна в связи с различной подвижностью воды создаются условия для определенных химических реакций и выпадения из растворов различных соединений.

Разделение осадочного вещества на поверхности Земли не всегда про ходит полностью. Очень часто оно не успевает дойти до конца или начи нается не с самого начала. Примером этого могут служить пологие подня тия в холодных климатических зонах. Малая амплитуда поднятия обу словливает слабое расчленение рельефа в области сноса и, следовательно, оттуда поступает лишь песчаный или глинистый материал, т. е. конечные члены механического разделения.

Слабое химическое выветривание материнских пород освобождает из них наиболее подвижные компоненты. При этом соединения алюми лия, железа и кремния выделяются в свободном виде лишь в небольшом количестве и в дифференциации почти не участвуют, вовлекаясь в нее при интенсивном выветривании. В результате первые члены ряда хими ческого разделения (глинозем, окислы железа), представляющие собой конечные этапы химического выветривания, часто не участвуют в про цессе разделения осадочного вещества, так же как и первые члены ряда механического разделения (грубообломочные отложения). Поэтому в при родных условиях наиболее распространены средние члены химического разделения (главным образом карбонаты и кремнекислота) и конечные члены механического разделения (песчаный и глинистый материал).

Это может быть иллюстрировано преобладанием среди осадочных толщ пород глин и в меньшей степени — известняков и песчаников.

В. И. Попов впервые подчеркнул, что процесс дифференциации в при роде неотъемлемо связан с противоположным ему процессом интеграции вещества, выражающимся в смешении продуктов рассортировки.

Н. Б. Вассоевич придал термину «интеграция» несколько иной смысл, обозначая им объединение продуктов рассортировки, создающее образова ние однородных осадочных тел.

Разделение и смешение осадочного вещества, в особенности обломоч ного, зависит в первую очередь от тектонических факторов. Тектониче ский режим определяет быстроту захоронения осадочного материала и совершенство его разделения. Другим важным фактором разделения и смешения осадочного вещества является климатический режим. Климат через выветривание влияет на степень разнообразия продуктов химиче ского разделения. Очень существенно И воздействие органического мира, в ряде случаев качественно меняющего ход отложения осадков. Сочетание тектонического, органического и климатического факторов определяет в конечном счете особенности разделения и смешения осадочного вещества, хотя из-за направленности развития Земли совокупность этих факторов на различных этапах ее истории и вызывала неодинаковые последствия.

Причинами этого являются развитие органического мира, непрерывное усложнение тектонической структуры земной коры, изменение состава атмосферы океанических вод и т. д.

365' ЛИТЕРАТУРА Б е л о у с о в В. В. Основные вопросы геотектоники. Госгеолтехиздат, изд. I — 1954, изд. II — 1962.

В а с с о е в и ч Н. Б. Слоистость в свете учения об осадочной дифференциации.

Изв. АН СССР, сер. геол., № 5, 1950.

Д а в и т а ш в и л и JI.Ш. Дарвинизм и проблемы накопления горючих ископаемых Вестн. гос. музея Грузии, т. 12а, Тбилиси, 1943.

Ж е м ч у ж н и к о в Ю. А. Угленосные формации. Зап. ЛГИ, т. 3, 1955.

К е й М. Геосинклинали Северной Америки. ИЛ, 1955.

К е л л е р Б. М. О значении мощностей при тектонических построениях. Изв.

АН СССР, сер. геол., № 6, 1948.

К и н г Л. Морфология Земли. Изучение и синтез сведений о рельефе Земли. Прогресс, 1967.

К о р о л ю к И. К. Влияние некоторых беспозвоночных на слоистость илов. Тр. V и VI сессий Всесоюз. палеонт. о-ва. Госгеолтехиздат, 1962.

К р у м б е й н В. К., С л о с с Л. Л. Стратиграфия и осадкообразование. Гос топтехиздат, 1960.

К ю н е н Ф. Г. Индонезийские глубоководные депрессии. В сб. Островные дуги.

ИЛ, 1952.

М а р к о в К. К. Палеогеография. Изд. I — 1958, изд. II — 1962.

М е щ е р я к о в Ю. А. Структурная геоморфология равнинных стран. Наука, 1965.

Н и к о л а е в Н. И. Неотектоника и ее выражение в структурах и рельефе терри тории СССР. Госгеолтехиздат, 1962.

Н и к о л а е в Н. И. Некоторые итоги изучения неотектоники и задачи дальнейших исследований. В сб. Тектон. движения и новейшие структуры земной коры.

Недра, 1967.

О б у э н Ж. Геосинклинали. Проблемы происхождения и развития. Изд. «Мир», 1967.

О б у э н Ж. Развитие геосинклиналей. ИЛ, 1967.

П о п о в В. И. О непрерывности тектонических движений. Изд. АН УзбССР, 1938.

П о п о в В. И. Литология кайнозойских моласс Средней Азии. Изд. АН УзбССР, 1954.

П у с т о в а л о в Л. В. Современное состояние вопроса об осадконакопления, 1954.

Р о н о в А. Б. История осадконакопления и колебательных движений европей ской части СССР (по данным объемного метода). Тр. Геофиз. ин-та АН СССР, вып. 3, 1949.

Р о н о в А. Б. Некоторые общие закономерности развития колебательных движений, материков (по данным объемного метода). В сб. Пробл. тектоники. Госгеолтех издат, 1962.

Р у х и н Л. Б. Общие закономерности образования осадочных пород. Спр. рук.

по петрогр. осадочных пород, т. 1. Гостоптехиздат, 1958.

P у и н Л. Б. Основы общей палеогеографии. Гостоптехиздат, I изд. — 1959, II изд.— 1963.

С и н и ц ы н В. М. Древние климаты Евразии. Ч. 1 и 2, изд. ЛГУ, 1965, 1966.

С и н и ц ы н В. М. Введение в палеоклиматологию. Недра, 1967.

С т р а х о в. М. Основы теории литогенеза. Госгеолтехиздат, ч. I — 1960, ч. IIf— 1962.

X а и н В. Е. Геотектонические основы поисков нефти и газа. Баку, 1954.

X а и н В. Е. Общая геотектоника. Изд. II, Недра, 1964.

Я н ш и н А. Л., Г а р е д к и й Р. Г. Тектонический анализ мощностей. В к н.

Методы изучения тектон. структур, вып. 1. Изд. АН СССР, 1960.

ЧАСТЬ ТРЕТЬЯ ФАЦИИ И МЕТОДЫ ФАЦИАЛЬНОГО АНАЛИЗА Глава XIII. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ФАЦИЯХ § 58. ФАЦИИ И ИХ КЛАССИФИКАЦИЯ Определение условий образования осадочных пород на основе деталь ного их изучения — центральная задача литологии. Решение этой задачи облегчает поиски месторождений осадочных полезных ископаемых.

Термин «фация» употребляется уже более 100 лет. В настоящее время этот термин получил широкое распространение не только в литологии,, но и в учении о кристаллических породах (фации метаморфических пород), а также и в других геологических науках (геохимические и гидрохимиче ские фации). Основным признаком для выделения фаций при этом счи таются особенности состава изучаемых тел. Этот же признак следует положить в основу подразделения и осадочных фаций. Как уже отмечал Н. Б. Вассоевич [1948], настало время для различения фаций осадков, возникающих на поверхности Земли, и фаций осадочных пород, образу ющихся в результате диагенетических и эпигенетических процессов.

Например, к диагенетическим фациям относится большинство геохимиче ских фаций, выделенных JI. В. Пустоваловым [1940] и Г. И. Теодоро вичем [1957].

Определение понятия фация применительно к осадкам рассматривалось многими исследователями [Вассоевич, 1948;

Давыдова, Гольдштейн, 1957;

Жемчужников, 1951;

Наливкин, 1956 и др.]. По этому вопросу они разделились на две группы. Одни считают фациями особенности осадков, указывающие на условия их осаждения. Другие полагают, что фациями нужно называть те физико-географические условия, в которых накопи лись осадки. По мнению автора, правильна первая точка зрения. Поэтому под фацией ниже понимаются осадки, о т л о ж е н н ы е на опре д е л е н н о й п л о щ а д и в о д н и х и тех же условиях, отличных от тех, которые господствовали в с о с е д н и х р а й о н а х. Каждая фация характеризуется одним и тем же комплексом литологических и палеонтологических особенностей.

Такое понимание термина «фация» изложено JI. Б. Рухиньтм в «Основах общей палеогеографии» [1959].

Между современными и ископаемыми фациями имеются существенные различия. Они определяются поступательным изменением общих усло вий образования осадочных пород по мере развития Земли, а также тем, что древние фации всегда представляют собой итог сравнительно длитель ного развития данного участка земной коры, результат некоторого усреднения единичных моментов осадкообразования, подобных современ ному.

Четыре особенности отличают современные фации от древних: 1) мень шее влияние тектонического режима;

2) значительно большее разнообра зие в связи с избирательным захоронением;

3) неодинаковая величина площади распространения;

4) различия, обусловленные развитием Земли.

Эти особенности заключаются в следующем.

1. Тектонический режим обусловливает продолжительность и интен сивность переотложения осадочного материала. Если тектонический ре жим влияет на характер современных осадков главным образом через рельеф поверхности Земли, то па облике древних фаций он сказывается, кроме того, через длительность переотложения осадочного материала до его окончательного захоронения. В итоге тектонический режим накла дывает более резкий отпечаток на древние фации, чем на современные.

368' 2. Следующей особенностью современных отложений по сравнению· с древними является значительно большее их разнообразие. Это объяс няется тем, что в ископаемом состоянии сохраняются преимущественно морские отложения или те континентальные осадки, которые возникли в области погружения. Фации, возникающие в областях поднятия, в ис копаемом состоянии сохраняются тем реже, чем с более древними поро дами приходится иметь дело.

3. Размеры площадей, занимаемых одними и теми же типами отложе ний в ископаемом состоянии и среди современных осадков, также могут Фиг. 1 -. Основные виды фациального анализа.

иногда существенно различаться. Примером этого являются речные фа ции, распространенные в современную эпоху в виде узких полос, совпада ющих с речными долинами. Древние речные породы часто прослежи ваются в пределах значительной площади благодаря боковому переме щению речных русел. Подобным же образом древние береговые (лито ральные) отложения в результате перемещения береговой линии могут перекрывать значительные по площади районы, в то время как среди современных осадков поперечник зоны их распространения невелик.

4. Развитие геологических явлений, выраженное в направленном преобразовании состава атмосферы и воды океанов, развитии органиче ского мира, изменении тектонического режима, также обусловливает существенное различие современных и древних фаций.

Поэтому исследование современных отложений, так же как и изучение современных геологических процессов, не может объяснить все особен ности древних фаций. Определение условий образования осадочных пород должно производиться в первую очередь на основании исследования самих 24 Л. Б. Рухин.

.пород, а не сходных с ними современных осадков. Сопоставление с со временными осадками является лишь одним из методов фациального ана лиза наряду с наблюдениями над формой осадочных тел и соотношением с другими породами, изучением состава пород, их структурных и текстур ных особенностей, а также присутствующих в них органических остатков (фиг. 1-).

В каждом стратиграфическом горизонте, в результате постепенного изменения условий отложения осадков, наблюдается замещение одних типов фаций другими. Оно выражается чаще всего в переслаивании, а также в постепенном изменении их состава. Фациальные замещения устанавливаются и при изучении одного разреза, когда в нем данная порода путем переслаивания или непосредственного налегания (без раз мыва) переходит в другую, расположенную выше или ниже по разрезу.

При этом одна и та же порода может замещаться многими другими типами пород. Например, песчаные отложения переходят в глины, которые, в свою очередь, замещаются карбонатными породами. Иногда песчаные породы непосредственно сменяются карбонатными. Песчаники нередко замещаются гипсами, кремнистыми а также и другими породами.

Наблюдая последовательное фациальное замещение одних отложений другими, мы составляем ряд фаций. Ряд фаций — это совокупность фа ций, каждый член которой постепенно переходит в соседние в связи с из менением физико-географических условий.

Кроме того, составление рядов фаций позволяет уточнить генезис некоторых отложений. В каждом ряду присутствует несколько фаций, условия образования которых достаточно очевидны. Опираясь на них, можно определить и обстановку формирования спорных типов. Например, если установлено, что изучаемые породы, генезис которых проблематичен, фациально замещаются, с одной стороны, делювиальными, а с другой — русловыми аллювиальными отложениями, то весьма вероятно, что иссле дуемые накопления образовались в пойме реки.

Приведем несколько примеров построения ряда фаций.

Р. Ф. Геккер [1954] показал, что верхнедевонское море северо-запада Русской платформы было очень мелководно. Его дно понижалось с северо востока на юго-запад, к середине бассейна;

отсюда на запад оно снова поднималось, и там бассейн был настолько мелок, что местами усыхал.

Однако западная половина бассейна не была тождественна его восточной части. Поэтому на западе не происходило повторений фаций, распростра ненных на востоке.

Этот ряд фаций начинается с красноцветов, которые замещаются бе лыми кварцевыми песками, а затем и глинами (фиг. 2-). По мере уда ления от области сноса появляются мергели и известняки, сначала гли нистые, а затем и чистые, в свою очередь, сменяемые доломитовыми извест няками и доломитами.

Каждому из этих типов отложений свойствен свой комплекс органиче ских остатков. Начальные члены этого ряда характеризуются присут ствием пресноводных и солоноватоводных форм. Конечные же члены соответствуют участкам бассейна с повышенной соленостью, поэтому ор ганические остатки в доломитах очень редки. Продолжением этого ряда являются отложения засолоненных лагун. Вначале они представлены доломитами с многочисленными ходами илоедов, а затем, по мере возра стания минерализации, сменяются листоватыми и глинистыми доломитами и зелеными глинами, среди которых присутствуют залежи гипса и пова ренной соли.

Вся эта гамма отложений, постепенно замещающих друг друга, пред ставляет хороший пример ряда фаций, образующихся в условиях жаркого 370' засушливого климата, очень пологого рельефа и неодинакового количеств»

притекающих пресных вод. G одного берега в бассейн стекали пресные?

воды, с другого такого притока не было, и поэтому там располагались засолоненные лагуны. Если бы некоторые из членов этого ряда изучить изолированно, то условия их отложения были бы неясны. З н а я же поло жение этих членов в общем ряду фаций, можно легко решить во прос об их генезисе.

CCcc С В угленосных толщах встре г Со ° Нрасноцветы С чается также очень разнообразный оС°о набор фаций. Согласно Ю. А. Жем С°о оо чужникову [1951], здесь присут ствуют отложения верховых, ни j Ьелые кварцеВ.

И S пески зинных и проточных болот (раз личные угли), осадки текучих вод и открытых мелководных бас сейнов, в различной мере опре Глины сненных. Все эти отложения о, а / 1 S также сочетаются в определенные »- Э а, I ряды в зависимости от степени 4- ООч )I подвижности вод, рельефа и д р у )I Глинистые гих особенностей.

+ 9з известняки - Dx о и мергели \ ° оЭ * ® О Зеленые глины о ИзВестняки О О © с гипсом О I IЭ о о ;

® о Листоватые Доломитовые 'а,®® глинистые известняки доломиты О^Ло» о QJ QJ Доломиты Доломиты CSj..

-Jrd c M =10 Otl Ol Q2 «г3 ^S $ В Х7 O/J ®/ Ф и г. 2 - X I I I. Р я д ы фаций девонских отложений д л я северо-восточной (слева) и северо-западной (справа) частей Русской п л а т ф о р м ы, построенные н а основании изучения г условий о б и т а н и я н а х о д я щ и х с я в них органических остатков (по Р. Ф. Геккеру, 1954).

Обитатели пресных вод: 1 — т р о х и л и с к и ;

2 —· рыбы (в красноцветных отложениях). Обитатели м о р я (эвригалинные формы): 3 — л и н г у л ы ;

4 — платишизмы;

5 — черви. Стеногалинные формы, обитав шие в водах н о р м а л ь н о й солености: в — т а б у л я т ы ;

7 — спирорбисы;

8 — пелециподы;

9 — г а с т р о поды (большинство);

10 — цефалоподы;

11 — замковые брахиоподы (большинство);

12 — и г л о кожие. Стеногалинные формы, обитавшие в водах н о р м а л ь н о й и повышенной солености: 13 — сине зеленые водоросли (гирванеллы);

14 — строматопороидеи;

15 — ругозы.

Фации объединяются в макрофации. Например, речные макрофации равнинных рек состоят из русловых, пойменных, старичных и других фаций.

Каждый из этих типов отложений характеризуется своими осо быми условиями отложения. Русловые фации образуются в водной среде при поступательном ее движении. Пойменные осадки возникают во время, разливов реки и в промежутки между ними преобразуются под действием воздуха. Старичные отложения накапливаются в небольших озерах — старицах, расположенных в покинутых рекой участках русла, и т. д. Однако все эти фации в целом представляют собой один генетический 24* комплекс — речную макрофацию — резко обособленный от окружающих •отложений.

По физико-географическим условиям образования современные и древ ние фации, в широком смысле этого слова, разделяются на три группы:

морские, континентальные и лагунные.

Морские фации наиболее широко распространены среди осадочных толщ.

Они занимают обширные области, разрез их характеризуется значитель ным постоянством и обилием разнообразных органических осадков.

Характер морских фаций изменяется с глубиной. Однако отложения, возникшие на одной и той же глубине, но в различных морях существенно отличаются друг от друга в зависимости от климата, рельефа морского дна и прилежащей суши, а также степени обособленности данного бас сейна от океана. Влияние климата особенно резко сказывается на облике и степени карбонатности отложений. Кроме того, климат через процессы выветривания на суше влияет и на характер выносимого осадочного мате риала. Рельеф морского дна обусловливает распределение течений, воз никновение в подводных котловинах застойных вод, бедных свободным кислородом, и отложение в них в восстановительной среде тонкозернистых осадков. На подводных возвышенностях воды значительно более по движны, они богаты кислородом и в них образуются более крупнозерни стые осадки. При разном рельефе суши в прилежащие морские бассейны поступает неодинаковый по составу осадочный материал. Расчлененный рельеф способствует образованию крупнообломочного материала;

при пологом рельефе суши в бассейне накапливается тонкозернистый обломоч ный материал и продукты глубокого химического разложения материн ских пород.

Следующим существенным фактором, влияющим на характер морских фаций, является степень отчленения бассейна от открытого океана.

Обособление морей ведет к их опреснению или засолонению, изменению органического мира и образованию застойных вод. На образование мор ских осадков влияет вулканическая деятельность, вызывающая отложе ние на дне моря разнообразных лав и туфов. Присутствие эффузив ных и кремнистых пород заметно отличает геосинклинальные и морские фации от платформенных.

Лагунные фации накапливаются в зоне, переходной между сушей и морем. Наиболее характерными особенностями для этих фаций являются отложения водоемов с ненормальной соленостью. Этим они отличаются от морских (образующихся в воде с нормальной соленостью) и континен тальных (возникающих в воздушной среде и в пресноводных водоемах) фаций. В группу лагунных фаций входят отложения опресненных или за солоненных лагун, дельт, эстуариев, лиманов и внутриконтинентальных бассейнов с ненормальной соленостью. Все эти отложения возникают около или среди участков суши с равнинным рельефом. Поэтому среди лагунных фаций обычно распространены песчано-глинистые породы, известняки химического и обломочного происхождения, мергели и доло миты, а грубообломочные отложения очень редки.

Континентальные фации отличаются от лагунных, и в особенности от морских, непостоянством условий образования. Накопление их про исходит непосредственно на суше, в долинах рек, на дне озер, в зоне рас пространения ледников и т. д. Воздух, вода и лед принимают активное участие в накоплении континентальных отложений, чем объясняется разнообразие и быстрая изменчивость последних. Накопление континен тальных отложений происходит чаще всего в непосредственной близости от области разрушения материнских пород. Перемещение продуктов вы ветривания при этом незначительно, поэтому среди обломочных [конти 372' нентальных отложений часто встречаются грубообломочные плохо сорти рованные разновидности, а среди пород химического происхождения — •отложения коры выветривания и продукты ее непосредственного переот ложения.

Большинство континентальных фаций (за исключением озерно-болот ных) образуется при свободном доступе кислорода. Поэтому среди них значительно чаще, чем среди других групп фаций, встречается красная окраска. Шире распространена и косая слоистость. Значительно менее постоянен общий характер отложений.

Каждая из этих трех крупных групп образовывалась в определенных •физико-химических, географических и тектонических условиях. В связи •с изменением этих условий в отложениях разного возраста отсутствуют •совершенно одинаковые фации. Даже фации, возникшие на одних и тех же этапах крупных тектонических циклов во время образования гор, отличаются между собой благодаря изменению общей обстановки образования осадочных пород.

Таким образом, можно говорить о сходстве фаций, но не об их полной тождественности.

Развитие условий образования осадочных пород делает невозможным, по мнению автора, описание фаций без учета их возраста. Поэтому ниже приводится лишь краткая характеристика континентальных, лагунных и морских фаций. Значительно больше места уделено описанию методов фациального анализа, дающих возможность определять условия образо вания осадков, в наименьшей мере изменившихся за время развития Земли. В качестве одного из важных методов восстановления условий образования древних осадков нужно использовать данные об особенностях •современных отложений с учетом изменения процесса осадконакопления во времени.

§ 59. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МОРСКИХ ФАЦИЙ Морские фации наиболее широко распространены среди осадочных толщ.

Они занимают обширные площади, разрез их характеризуется значитель ным постоянством, особенно на некотором расстоянии от береговой линии и значительным количеством разнообразных органических остатков.

Многие группы животных (головоногие моллюски, трилобиты, морские -еяш, брахиоиоды и др.) обитали в прошлом, очевидно, только в море.

Абсолютная величина солености вод океана в прошлом существенно менялась. Однако изменения ее происходили так медленно, что организмы приспосабливались к ним, сохраняя все черты, присущие морским фор мам. Более быстрые нарушения в режиме солености, происходящие при полном или частичном отчленении морей от океана, вызывали резкие из менения в составе органического мира и обусловливали возникновение солоноватых фаун.

Среди морских фаций различают самые разнообразные типы. Чаще всего встречаются глинистые, карбонатные и кремнистые морские отложе ния. В море образуются также грубообломочные, песчаные, железистые, марганцовистые и другие осадки. Морские фации изменяются с глубиной.

По мере удаления от берега обломочные отложения становятся все более мелкозернистыми, уменьшается количество остатков донных организмов, все реже встречаются знаки ряби, уменьшается количество и породообра зующая роль донных организмов, исчезают остатки водорослей, умень шается скорость накопления осадков и увеличивается интенсивность лреобразования их сингенетическими процессами. Поэтому не случайно, *что наиболее глубоководный тип современных осадков называется красной 373' глубоководной глиной, а менее глубоководные осадки — разнообразными илами. Древние моря, как это следует из характера их отложений, часто· были более мелководными по сравнению с современными шельфовыми бассейнами, но в некоторых из них наблюдались и большие глубины.

Характер отложений, возникших на одной и той же глубине, но в раз ных морях, существенно различен, так как зависит от климата, рельефа морского дна и прилежащей суши, а также степени обособленности дан ного бассейна от океана. Влияние климата особенно резко сказывается на карбонатности отложений и облике присутствующих в них органиче ских остатков. В теплых морях чаще встречались карбонатные отложе ния, массивные раковины моллюсков и брахиопод, возникали коралловые рифы. На составе морских осадков климат, несомненно, сказывался и через особенности обломочного материала, образовавшегося во время выветривания на суше. Поэтому, например, морские железные руды и бокситы были распространены лишь в зоне влажного жаркого климата.

Значительное влияние на характер морских фаций оказывал рельеф прилежащей суши и морского дна. Платформенные моря, омывающие равнинную сушу, характеризовались очень пологим рельефом дна. На против, геосинклинальные моря, граничащие с гористой сушей, почти всегда обладали расчлененным рельефом. Рельеф морского дна является важным условием образования осадков, он обусловливает распределение течений, возникновение в подводных котловинах застойных вод, бедных кислородом, и отложение в них тонкозернистых осадков. На подводных возвышенностях воды значительно более подвижны, они богаты кислоро дом и на них образуются более крупнозернистые осадки. Рельеф суши сказывается на выветривании. Чем более расчленен рельеф суши, тем больше из нее выносится крупных обломков. Пологий рельеф способствуег образованию тонкозернистого обломочного материала и продуктов глу бокого химического разложения материнских пород.

Обособление морей от океана ведет к их опреснению или засолоненик»

и изменению органического мира, нарушению нормального газообмена, вплоть до образования застойных вод. Опреснение морей, в большей или меньшей степени потерявших связь с океаном, объясняется притоком· в них речных вод. Количество притекающих речных вод зависит от разме ров суши, ее рельефа и климата и поэтому может изменяться в очень больших пределах. Опреснение бассейна вызывает преобразование орга нического мира. К новым условиям жизни приспосабливаются сравни тельно немногочисленные формы, но они представлены большим числом особей.

Приток пресных вод при определенном температурном режиме вызы вает далее расслоение морских вод по удельному весу. Пресные воды скапливаются в верхних слоях бассейна, а тяжелые соленые воды опу скаются в пониженные части морских котловин, в результате чего со здаются предпосылки к нарушению газового режима водоема, вплоть до появления сероводородного заражения. Обособление бассейнов неиз бежно усиливает принос в них обломочных частиц с окружающей суши.

Поэтому здесь чаще, по сравнению с другими бассейнами, образуются обломочные осадки. Кроме того, в отчлененных от океана бассейнах ско рость накопления осадков часто больше, чем на той же глубине в открытом океане.

На образование морских осадков также влияет происходящая в море вулканическая деятельность. Она сопровождается отложением на дне моря разнообразных лав, иногда обладающих своеобразной шаровой отдель ностью и минералогическим составом. Часто образуются туфы, при вы щелачивании которых морские воды обогащаются кремнекислотой, 3,Другим источником кремнекислоты, а иногда и железа являются вулка нические воды. Присутствие эффузивных и кремнистых пород вулканиче ского происхождения заметно отличает геосинклинальные фации от других типов морских осадков.

По глубине образования среди основных типов фаций морей и океанов должны выделяться следующие: а) прибрежные;

б) мелководные;

в) уме ренно глубоководные;

г) глубоководные;

д) весьма глубоководные отло жения. Основанием для выделения перечисленных макрофаций является изменение подвижности воды и характера органического мира по мере увеличения глубины моря. Однако неодинаковая подвижность воды в во доемах, в различной мере отделенных от океана, и частое отсутствие остатков донных организмов иногда сильно затрудняет подразделение морских отложений.

Важным методом определения глубины является наблюдение над харак тером фациальных замещений изучаемых толщ.

Прибрежные макрофации. Прибрежные отложения возникают в зоне прилива и отлива. При отливе они осушаются, а во время прилива нахо дятся на глубине в несколько метров. В отчлененных от океана морях, где приливы и отливы почти не заметны, к прибрежным следует относить отложения, образующиеся непосредственно у береговой линии. Прибреж ные макрофации не всегда можно отделить от континентальных отло жений.

Широко распространено представление, высказываемое даже в некото рых новейших трудах советских литологов, что прибрежные (литоральные) отложения в ископаемом состоянии сохраняются редко. Подобное пред положение основано на том, что современные литоральные осадки встре чаются лишь в пределах узкой зоны. Однако древние осадочные толщи образуются при перемещении береговой линии. Во время трансгрессии моря прибрежные отложения непрерывно погребаются под другими ти пами морских отложений и хорошо сохраняются в разрезе. Многие ба зальные горизонты в основании трансгрессивных комплексов предста вляют собой древние прибрежные отложения.

Прибрежные макрофации образуются в зоне наиболее резко выражен -ного в данном участке моря колебательного движения воды. Ширина зоны прибрежных отложений различна. У скалистых берегов она изме ряется несколькими метрами. У очень пологих берегов рассматриваемые отложения накапливаются в зоне, имеющей в ширину несколько кило метров.

В зависимости от рельефа берега меняется и облик органического мира и характер осадков прибрежной зоны. Для скалистых побережий наи более типичны организмы, плотно прикрепляющиеся к скалам или высвер ливающие в них отверстия. На илистом мягком субстрате встречаются уплощенные раковины с широким основанием. Опорой тела служат часто иглы или наросты. Однако преобладают формы со слаборазвитой скульп турой. На отлогих участках берега происходит накопление раздробленных остатков морских организмов, выброшенных прибоем и смешанных с на земными формами и обломочными частицами (гравием, песком и пр.).

На песчаных и галечных пляжах образуются береговые валы, намытые во время сильных волнений. В них иногда присутствуют раздробленные органические остатки, в частности, стволы деревьев или куски древесины, источенные моллюсками, и скопления водорослей, которые редко сохра няются в ископаемом состоянии.

На еще более пологих участках берега распространены глинистые отложения, на поверхности которых могут встречаться многочисленные промоины, образованные приливо-отливными течениями, трещины 375' высыхания;

следы животных, отпечатки капель дождя и кристаллов'льда (см. § 66), а также массивных свободно лежащих раковин моллюсков.

У некоторых раковин развивается сложная скульптура, увеличивающая их сцепление с грунтом. В заболоченной прибрежной зоне образуются торфяники (приморские болота). Небольшие болота могут возникать и между береговыми валами.

Прибрежные конгломераты сложены хорошо окатанными гальками, наклоненными преимущественно под пологими углами в сторону моря.

Длинные оси галек вытянуты преимущественно вдоль береговой линии.

По пологим углам наклона прибрежные галечники заметно отличаются от речных галечников;

кроме того, гальки в них обычно лучше окатаны.

Прибрежные песчаные отложения своеобразны. Благодаря длительному переотложению песчаных зерен они очень хорошо сортированы. В них почти отсутствует примесь пылеватых частиц. Многие песчаные зерна часто очень хорошо окатаны, поверхность их сглаженная, блестящая. Для при брежных песчаных отложений характерна пологая перекрестная слои стость, обусловленная перемещением береговых валов и отложением пес чаного материала на пологой поверхности пляжа.

Минералогический состав песчаных зерен может быть очень разнооб разным. Вблизи от места разрушения кристаллических пород прибреж ные пески бывают полимиктовыми, но по мере дальнейшего переотложе ния зерна неустойчивых против выветривания минералов быстро разру шаются, в результате могут образоваться почти чистые кварцевые пески.

Многие прибрежные пески сложены хорошо окатанными известняковыми зернами или оолитами. Возможно также образование гипсовых и других столь же редких по составу песков. На пластовых поверхностях при брежных песков очень часто встречаются знаки ряби (см. § 66), вытяну тые в общем параллельно берегу.

Глинистые прибрежные отложения, в отличие от песчаных и галечных, обычно плохо сортированы и содержат значительную примесь песчаных и алевритовых частиц. Прибрежные органогенные породы представлены иногда скоплением битой ракуши, из которой затем образуются ракуш ники, почти не содержащие цемента. Углистые отложения, возникшие в болотах прибрежной зоны, могут содержать примесь обломочных зерен и иногда обломки раковин. В них наблюдаются местами промоины, об разованные приливо-отливными струями.

Таким образом, прибрежные отложения могут быть очень разнообразны по составу. Для выяснения их образования в каждом отдельном случае необходим тщательный литологический анализ. Эти отложения всегда покрываются мелководными морскими отложениями и залегают на резко размытой поверхности более древних пород или на континентальных от ложениях. В обломочных прибрежных макрофациях отчетливее, чем в каких-либо других отложениях, выражены особенности, приобретенные во время отложения при сильных колебательных движениях воды.

Мелководные макрофации. Мелководные макрофации возникают на глубинах до 70—100 м. В связи с перемещением береговой линии они часто распространены на очень большой площади, измеряемой несколь кими сотнями километров в поперечнике. Разрез их часто достаточно устойчив. Особенно широко они были распространены в палеозойских отложениях. Область накопления мелководных макрофаций характери зуется многими особенностями. Волнение здесь взмучивает осадки, вызы вает заметный размыв морского дна и перемещает большое количество обломочного материала. Кроме того, мелководье — это наиболее густо населенная область морского дна. К этой зоне приурочено наибольшее количество донных организмов, остатки которых могут сохраняться 376' в осадочных породах: большая часть пелеципод, гастропод и мшанок, все рифообразующие кораллы, все известковые губки, большая часть донных фораминифер и т. д. Здесь же основное местообитание водорослей, так как свет хотя и проникает в более глубокие горизонты моря, но сильно •ослабевает там, и его уже недостаточно для жизни растений.

Широкому распространению донных организмов способствует непре рывное перемешивание воды на малых глубинах, обеспечивающее поступ ление ко дну достаточного количества кислорода. Поэтому большая часть минералов в мелководных отложениях возникает на дне в окислительной •среде, но не все они сохраняются из-за последующего преобразования осадков в породы.

В мелком море отлагаются самые разнообразные типы осадков. Здесь широко распространены обломочные, глинистые, органогенные, хемоген ные (алюминистые, железистые, марганцовистые) и смешанные породы.

Обломочные породы среди мелководных макрофаций представлены пес ками и алевритами. Грубообломочные отложения встречаются значитель но реже и только в области наименьших глубин. Пески с увеличением глубины моря и уменьшением подвижности воды становятся все более мелкозернистыми и содержат все большую примесь алевритовых и пыле ватых частиц. Однако мелководные пески все же лучше сортированы по сравнению с речными отложениями благодаря непрерывному взмучива нию. Мелководные алевриты изучены еще плохо. Поэтому нельзя указать надежных отличий их от других типов отложений.

Глинистые мелководные отложения возникают главным образом при коагуляции глинистых суспензий, выносимых в море реками. Быстрое свертывание коллоидов отражается на структуре мелководных глин.

В мелководных глинах возможна примесь каолинита, типичного для кон тинентальных отложений, и других минералов, слабо преобразованных в морской среде из-за кратковременного переноса в ней. Состав мелковод ных глинистых отложений в большей степени зависит от размеров моря и от степени отчленения его от океана. На поверхности небольших бассей нов возникают менее высокие волны по сравнению с открытым океаном и, следовательно, в меньшей мере взмучиваются и перемещаются осадки.

Отсутствие илоедов и других донных организмов в застойных подводных •впадинах, зараженных сероводородом, способствует сохранению в осад ках тонкой горизонтальной слоистости и предохраняет попадающие в осадок органические вещества от окисления. Источником органического вещества являются планктонные организмы и гумусовые вещества, при носимые с суши.

Мелководные глинистые отложения, образованные в застойных водах и лишенные остатков донных организмов, можно спутать с умеренно глубоководными или даже глубоководными фациями. О мелководности глинистых отложений свидетельствует в большинстве случаев присутствие в них примеси песчаных частиц, а иногда растительного детритуса и спор наземных растений, обилие тонкодисперсного материала, образование в резко выраженной восстановительной среде из-за значительного содер жания органического вещества (обилие пирита, черный цвет), сочетание с морскими отложениями, несущими признаки опреснения, или с кон тинентальными отложениями.

Органогенные мелководные фации возникают в тех участках мелкого моря, в которые приносится лишь небольшое количество обломочных частиц. Эти фации представлены главным образом скоплениями раковин и рифами. Кроме раковин, в состав мелководных органогенных осадков входит обычно некоторое количество тонкозернистого кальцита, обра зованного или за счет измельчения более крупных зерен, или путем 377' химического осаждения из морской воды. В опресненных, так же к а к и в засолоненных мелководных, морях этот тонкозернистый кальцит хими ческого происхождения становится основной составной частью осадка.

Среди известковых осадков мелкого моря широко распространены оолитовые отложения, в большинстве случаев образующиеся на глубинах не более 20 м, и обломочные известняковые пески и илы. Обломочные карбонатные отложения особенно часто встречаются среди рифов или около берегов, сложенных карбонатными породами, где они слагают и прибрежные осадки. На очень пологих берегах при малом количестве обломочного материала, приносимого с суши, и теплом климате химиче ские известковые осадки начинают также образовываться в непосредст венной близости от берега.

Среди пород химического происхождения в мелком море возникают бокситовые железистые, марганцовистые, фосфатные и кремнистые осадки. Глубина их образования, согласно схеме химической дифферен циации, возрастает по мере перехода от бокситов к фосфоритам. Это под тверждается и наблюдением над распределением перечисленных пород в осадочных толщах.

Большинство мелководных отложений химического происхождения образуется в результате сноса с суши тонкодисперсных частиц соответ ствующего состава. Поэтому среди них часто встречаются оолитовые, бобовые и другие коллоидные структуры. Однако, в отличие от известко вых оолитов, сходные по форме образования в бокситах, железистых (шамозитовых) и марганцевых породах возникают уже в илу, без частого· их взмучивания.

В целом мелководные отложения открытых морей характеризуются признаками, указывающими на подвижность воды,— косой слоистостью, хорошей сортировкой и пр., обилием и разнообразием органических остатков, сочетанием обломочных и органогенных пород с отложениями коллоидно-химического происхождения.

Умеренно глубоководные макрофации. Область образования умерен но глубоководных макрофаций в открытом море располагается ниже 70—100 м и до 500 л, т. е. в области слабого движения придонных вод.

Только во время сильных штормов здесь возможно взмучивание, значи тельное перемещение осадков и образование знаков ряби. Слабая подвиж ность воды и общее постоянство условий отложения определяют резкое преобладание мелкозернистых отложений и постоянство их разреза на всей площади распространения, особенно на нижней половине рассмат риваемой зоны.

Органический мир в области умеренных глубин значительно беднее, чем на мелкоморье. Водоросли, как и многие другие группы животных, здесь почти отсутствуют, часто встречаются лишь кремневые губки, мшанки, морские ежи, некоторые семейства пелеципод, гастропод и оди ночных кораллов. Организмы не нуждаются в прочных скелетных элемен тах, и поэтому вместо прочных раковин, свойственных организмам мелко морья, преобладают хрупкие тонкие створки;

вместо массивных корал ловых построек — одиночные небольшие кораллы, а вместо каменистых губок с очень толстыми стенками — кремневые губки, скелет которых состоит из тонких игл, распадающихся после смерти животного. Кроме остатков донных организмов в умеренно глубоководных отложениях могут встречаться довольно часто раковины планктонных и активно пла вающих организмов (радиолярий, диатомей, планктонных фораминифер^ птеропод, головоногих моллюсков и др.).

В рассматриваемой области наиболее широко распространены глини стые отложения. В верхней ее части еще встречаются алевриты, а в зоне 378' донных течений — пески. Органогенные осадки редки и возникают глав ным образом за счет скопления остатков планктонных организмов. От ложения коллоидно-химического происхождения встречаются, по-види мому, чаще. К ним относятся, например, пластовые фосфориты, некоторые кремнистые и карбонатные породы.

Умеренно глубоководные глинистые отложения образуются в резуль тате медленного осаждения частичек, предварительно долгое время пере носимых морской водой. Осаждение глинистых частиц в спокойной воде делает возможным параллельное их наслоение, что ведет в дальнейшем к образованию крупных псевдокристаллов. В умеренно глубоководных глинах ничтожна примесь песчаных частиц, в особенности когда область их отложения отделена от суши широкой зоной мелкоморья. Для них не характерно образование в восстановительной среде, так как в области умеренных глубин наблюдается все же достаточная подвижность вод.

Только в подводных котловинах здесь могут возникать застойные воды.

Слоистость в умеренно глубоководных породах, как правило, тонкая, горизонтальная. Сохранению ее в осадках способствует почти полное •отсутствие взмучиваемости и малочисленность илоедов. Вероятно, область умеренных глубин, так же как и подводные котловины с застойными во дами, наиболее благоприятна для возникновения и сохранения тонкой горизонтальной слоистости. Здесь наблюдается еще достаточная измен чивость условий отложения осадков (волнения, периодический принос с суши новых порций осадочного материала), а образованная слоистость не уничтожается впоследствии взмучиванием и илоедами, как это проис ходит в мелкоморье.

Перечисленные литологические и палеонтологические особенности отли чают умеренно глубоководные морские макрофации от других типов отло жений.

Глубоководные макрофации. Область морского дна с глубинами от 500 до 2000—3000 м характеризуется, как правило, очень слабой подвиж ностью воды. Только в редких случаях, например в зоне действия донных течений, происходит перемещение осадочного материала. Постоянство условий отложения глубоководных осадков обусловливает тождествен ность их разреза почти на всей площади распространения.

В современную эпоху на глубинах в несколько километров донные формы со сколько-нибудь прочными скелетными остатками отсутствуют, хотя по данным некоторых исследователей [Зенкевич и др., 1955] даже на дне наиболее глубоководных впадин встречается довольно большое количество организмов, но лишь некоторые из них (главным образом илоядные формы) оставляют в осадках следы своей жизнедеятельности.

Глубоководные донные организмы имеют менее прочные скелетные образования, и поэтому их остатки очень редко встречаются в ископаемом состоянии. Значительно чаще в глубоководных отложениях присутствуют остатки планктонных фораминифер и радиолярий, являющихся иногда породообразующим элементом. Могут присутствовать остатки активно плавающих организмов. Глинистые, кремнистые и известковистые илы — наиболее распространенные типы отложений среди глубоковод ных макрофаций. Они возникают почти в неподвижной воде и должны обладать наиболее упорядоченным расположением частиц. В области глубокого моря может иногда происходить отложение из растворов, в особенности при подводных вулканических извержениях. Глубоковод ные макрофации известны среди кайнозойских и мезозойских геосинкли нальных толщ. Наиболее древние встречены в нижнепермских отложениях (Западное Приуралье, Техас).

379' Уверенность в глубоководном генезисе осадков может быть только в том· случае, когда изучаемые отложения являются конечным членом ряда фаций, другие члены которого являются умеренно глубоководными, а далее и заведомо мелководными морскими осадками. Если же изучае мые породы тектонически изолированы и неизвестно их фациальное взаимо отношение, то доказать их глубоководный генезис очень трудно. Таким образом, основой для определения глубоководности древних отложений является изучение фациальных замещений.

Абиссальные (весьма глубоководные) макрофации. Наиболее глубоко водные участки океанического дна существуют в пределах геосинклиналей и обусловлены резкими погружениями. Глубоководные впадины обычно· расположены сравнительно близко к областям сноса. Они получают зна чительное количество терригенного материала и в них накапливаются осадки, не отличающиеся существенно от глубоководных отложений, охарактеризованных выше. Более удаленные от материков абиссальные· области почти не получают терригенного материала. В этих областях в современную эпоху откладывается глубоководная глина, а на несколько меньших глубинах — кремнистые и известковистые органогенные илы.

В современную эпоху большинство бассейнов, которые можно считать геосинклинальными (в частности, восточноазиатские моря), обладают глубинами больше 2—3 км. В древних геосинклиналях аналоги подобных отложений пока неизвестны, а возможно, и не будут найдены, если верно предположение о геологической молодости современных океанов.

Это предположение основывается на том, что весьма глубоководные отложения известны только среди осадков современных геосинклиналей, а глубоководные — в толщах не древнее верхнего палеозоя. Нижнепалео зойские геосинклинальные породы (кремнистые сланцы, граптолитовые сланцы) являются, очевидно, мелководными. При решении этой проблемы следует, однако, иметь в виду значительные трудности определения глу бины отложения древних осадков.


§ 60. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЛАГУННЫХ ФАЦИЯХ В группу лагунных фаций, вслед за Д. В. Наливкиным, мы включаем отложения, возникающие в переходной зоне между сушей и морем. Наи более характерной особенностью лагунных фаций является их отложе ние в водоемах с ненормальной соленостью. Лагунные отложения встре чаются иногда и в бессточных котловинах внутри континентов. Здесь они образуют лишь небольшие линзы (осадки соляных озер) и поэтому часто включаются в континентальные отложения. Связь между лагун ными и континентальными отложениями вообще очень велика и их раз деление не всегда возможно. Наземные участки дельт, относящиеся к кон тинентальным отложениям, быстро сменяются значительно более обшир ной областью подводной части дельт, отложения которой благодаря по ниженной солености морской воды должны быть отнесены к типично лагун ным. Дельтовые отложения рек, впадающих в пресные озера, целиком относятся к континентальным фациям.

Так же тесно связаны между собою лагунные и морские отложения.

Типично лагунные фации постепенно переходят в морские (например, в дельтах) или неоднократно переслаиваются с ними. Крупные бассейны, типа современных Аральского и Каспийского морей, с пониженной соле ностью вод должны быть отнесены к лагунным, хотя значительный размер этих водоемов заставляет большинство исследователей считать их морями.

Все это затрудняет отделение лагунных фаций от континентальных и мор 380' ских, тем более, что не всегда по древним породам может быть определен характер солености того водоема, на дне которого они были отло жены.

Повышенная или пониженная соленость воды в лагунной зоне в значи тельной степени сказывается на облике обитающих в ней организмов.

Органический мир здесь иногда значительно беднее по сравнению с морем, а также и по сравнению с сушей. Особенно беден органический мир водоемов со значительно повышенной соленостью, отложения которых, как правило, не содержат никаких органических ископаемых.

Бедность видов, но богатство особями является характерной особен ностью лагунной зоны. В ее отложениях наиболее часто встречаются из вестковые водоросли, беззамковые брахиоподы (лингулы), остракоды, некоторые ракообразные, мшанки, пелециподы, гастроподы и рыбы.

У морских форм при переходе в солоноватоводные водоемы часто проис ходит изменение строения раковин (упрощается замок и скульптура, иногда изменяется состав раковины). Характерна сильная изменчивость видов, приспособившихся к жизни в солоноватоводных бассейнах.

Наиболее типичны для лагунных фаций отложения лагун. Лагуны — это водоемы с повышенной или пониженной соленостью, возникающие путем отчленения от моря мелких заливов в условиях пологого рельефа прилежащей суши. В древних весьма мелководных морях многие лагуны, вероятно, не отделялись от моря баром, как это наблюдается в современ ную эпоху. При очень малой глубине моря явления осолонения или опрес нения могли происходить и непосредственно в пределах морского бассейна.

В группу лагунных фаций входят отложения дельт, эстуариев, лима нов и внутриконтинентальных бассейнов с ненормальной соленостью.

Все эти отложения возникают около или среди участков суши с равнин ным рельефом. Поэтому среди лагунных отложений почти отсутствуют грубообломочные типы (их можно встретить лишь в дельтах горных рек).

Для лагунной зоны характерны песчано-глинистые отложения. Кроме них встречаются соляные породы, типичные для лагун с повышенной соленостью. Часто присутствуют также известняки химического и обло мочного происхождения, мергели, доломиты, в особенности первичные.

Лагунные осадки возникают при слабом поступательном движении воды (некоторые дельтовые фации) или при отсутствии заметного движения среды отложения (осадки соляных озер). Мелким сравнительно небольшим водоемам свойственны слабые колебательные движения. Поэтому среди лагунных отложений часто встречаются знаки ряби и косая слоистость перекрестного типа с сериями малой мощности.

Сравнительно небольшие размеры лагунных водоемов, малая глубина и быстрая смена условий отложения осадков обусловливают непостоян ство их разреза, тем резче выраженное, чем меньше был размер соответ ствующего водоема.

Песчано-глинистые лагунные фации в общем близки к мелководным морским отложениям, но отличаются от них худшей сортировкой в связи с меньшей длительностью переноса и часто более резкой коагуляцией глинистого материала в момент образования осадка из-за повышенной солености воды.

Соляные отложения встречаются только в лагунных фациях. Для лагунных осадков показательно присутствие глиптоморфоз по кристаллам солей, разнообразных трещин высыхания, следов наземных организмов и других признаков, указывающих на частое осушение области отложе ния. Однако следы резких перерывов, связанные с региональным действием текучих вод, в лагунных отложениях редки. Отсутствует хорошо развитая кора выветривания и крупные формы древнего рельефа. Наблюдаются • лишь небольшие эрозионные врезы, возникающие при неглубоком раз мыве местности с очень пологим рельефом.

Лагунные фации часто встречаются среди осадочных пород. Особенно широко они распространены в периоды поднятия больших участков земной коры. Поэтому лагунные отложения особенно типичны для пере ходных формаций, возникающих в эпоху поднятия геосинклиналей в со седних с ними областях. Мощность таких лагунных отложений может •быть очень велика. G лагунными отложениями связаны многие полезные ископаемые (соли, иногда уголь, нефти и пр.).

Макрофации опресненных бассейнов. Опресненные бассейны возни кают всегда в результате значительного притока пресных вод. Поэтому при нахождении их отложений следует искать и древние крупные речные системы, впадавшие в эти бассейны.

Фации крупных опресненных бассейнов отличаются от морских отложе ний главным образом характером органических остатков, редкостью или полным отсутствием глауконита и фосфатных отложений. Фации не больших опресненных бассейнов отличаются, кроме того, слабой подвиж ностью воды и поэтому редкостью нахождения в них косой слоистости, а также плохой сортировкой отложений. Широко распространены карбо натные алевритовые и алеврито-глинистые отложения.

Органогенные отложения солоноватоводных бассейнов представлены прибрежными ракушниками и мелководными мшанковыми или водоросле выми известняками. Мшанки и водоросли в этих бассейнах нередко обра зовывали довольно большие рифы. Так, мшанковые рифы обладали длиной до нескольких километров и высотой до 10 м. Эти подводные рифы просле живаются иногда на десятки километров. Примерами мшанковых рифов являются сарматские мшанковые известняки Керченского полуострова и «толтры» в неогеновых отложениях Бессарабии.

Солоноватоводные бассейны иногда достигали больших размеров.

В этих случаях они могут причисляться к морям. Если реки впадали в них лишь с одной стороны, то распределение различных типов осадков становилось несимметричным. Например, в западной и северной частях Каспийского моря осадки песчано-глинистые, а в восточной, где нет впа дающих рек, — карбонатные.

Роль рек в питании осадочным материалом опресненных бассейнов почти всегда очень велика.

Макрофации засолоненных бассейнов. В этой группе фаций следует различать отложения приморских лагун и соляных озер. Обе группы свойственны водоемам, расположенным в зоне засушливого жаркого кли мата, не получающим значительного притока пресных вод. При впадении в лагуну крупной реки даже при очень жарком климате засолонение ее может не происходить. По-видимому, часто наблюдались случаи, когда в пределах одной и той же лагуны соленость значительно менялась в связи с небольшим притоком пресных вод лишь с одной какой-либо стороны. Поэтому в одно и то же время в разных участках лагун могут отлагаться неодинаковые осадки (например, карбонатные и соля ные).

В отложениях лагун, соленость воды в которых лишь немного повы шена по сравнению с морем, встречаются органические остатки, сходные по облику с теми, которые распространены в осадках опресненных лагун.

Сильно засолоненные лагуны характеризуются полным отсутствием орга нических остатков, загипсованностью или засолоненностью песчано глинистых отложений и присутствием более или менее мощных пластов -соляных пород. Подобные соленосные толщи очень характерны для пере ходных областей в эпоху складчатости в прилежащей геосинклинали.

282' Макрофации соляных озер, так же как и засолоненных лагун, пред ставлены соляными, известковистыми, глинистыми и переходными между ними отложениями (соляные глины и мергели). Косая слоистость в них почти не образуется, горизонтальная же наблюдается часто как в солях, так и в заключающих их отложениях. Среда отложения рассматриваемых фаций всегда восстановительная, так как более минерализованные рас солы, скапливаясь на дне озера, нарушают нормальный водообмен в озере.

В отличие от лагунных образований макрофации соляных озер приуро чены к континентальным отложениям и залегают во впадинах древнего рельефа.

Макрофации дельт. Макрофации дельт часто встречаются в ископае мом состоянии. Они представляют собой сложный комплекс морских, лагунных и континентальных отложений. В дельтах происходит осажде ние значительной части наносов, переносимых реками. В результате море и устье реки мелеют, а затем и осушаются. Образуется надводная часть дельты, расположенная выше уровня моря и рассеченная на узкие по лосы многочисленными протоками, на которые здесь распадается русло реки. Одной из основных причин такого дробления русла является умень шение скорости течения и обилие наносов, отлагаемых рекой. Характер дельт изменялся по мере развития истории Земли. Из различных типов современных дельт, вероятно, наиболее древним является тип многорукав чатой дельты с весьма слабо наклоненной поверхностью. Такие дельты образуются у рек, впадающих в мелководные бассейны. Классическим примером является дельта Волги. Близкие типы дельт наблюдаются в современную эпоху у Лены, Аму-Дарьи, Сыр-Дарьи и некоторых дру гих рек.


Такие дельты характеризуются часто заболоченностью, обширной под водной частью, наличием целой системы подводных русел (бороздин) г расположенных на продолжении рукавов дельт, и постепенным перехо дом наземных фаций в морские. Судя по этим признакам, древние дельто вые отложения образовывались именно в подобных условиях.

Представителем значительно более редкого типа является современная дельта Миссисипи. По конфигурации надводной части она напоминает птичью лапу. Это объясняется тем, что наносы, приносимые рекой, отла гаются главным образом в нескольких протоках, на которые распадается река в дельте. Поэтому каждый проток выдвигается далеко в море, будучи огражден с двух сторон естественными насыпями. Общая поверхность дельты, в особенности подводной части, наклонена уже значительно круче. Так, если глубины на периферии волжской дельты достигают 10 м лишь на расстоянии 100 км, то в дельте Миссисипи такие глубины про тив протока наблюдаются уже всего через 1—2 км от суши, а между про токами — большей частью через 10—12 км. Более быстрое увеличение глубин в дельте Миссисипи объясняется тем, что она впадает в глубокий морской бассейн. В связи с этим дельтовые отложения сочетаются с глу боководными осадками, что не наблюдается в древних толщах. Вероятно, дельты, подобные дельте Миссисипи, не существовали в морях прошлого, так как в древних дельтовых толщах отсутствуют глубоководные отло жения.

В устьях многих современных рек из-за больших глубин в приустьевой части вообще нет подводной дельты (Амур, Колумбия). Такие случаи по этой же причине в прошлом, вероятно, тоже были редки.

Одним из наиболее главных факторов, определяющих площадь дельт, является глубина морских бассейнов. В эпохи распространения очень пологого рельефа, т. е. обширных приморских равнин и мелководных прилежащих морей, дельты рек очень быстро достигали больших размеров.

383' Наряду с надводной частью дельты, которая собственно и называется •обычно дельтой, следует различать ее подводную часть, которая тоже часто достигает огромных размеров. У крупных современных рек влия ние накопления дельтовых отложений прослеживается даже у основания материкового склона. Верхняя поверхность больших дельт до глубины 200 м имеет ничтожный уклон. На больших глубинах наклон ее резко возрастает, и самые окраинные участки дельты у основания материкового склона вновь становятся более пологими. Кроме русловых фаций в над водной части дельты широко распространены болотные, озерные и даже эоловые отложения.

Среди осадков подводной части преобладают тонкозернистые песчано глинистые отложения, содержащие в себе значительную примесь коллоид ного материала. По мере удаления от устья реки эти осадки возникают при все возрастающей солености и в конце концов переходят в нормальные морские тонкозернистые отложения.

Быстрая смена фаций в надводной и прилежащей к ней подводной части дельт обусловливает отчетливо выраженное линзовидное строение дель товых отложений. Особенно резко оно выражено у дельт горных рек.

Некоторые из линз представляют собой погребенные русла, хорошо заметные на различных уровнях в древних дельтовых толщах. Эти погре бенные русла четко ограничены лишь в их нижней части, а выше постепенно переходят во вмещающие их отложения.

При погружении земной коры и колебаний уровня моря дельтовые отложения образуют огромные линзы, мощность которых в центральной части измеряется километрами, но быстро уменьшается к краям. Приле жащая к устью реки часть линзы сложена различными отложениями, образующимися под непосредственным влиянием речных вод. Противо положная же часть дельты состоит из более или менее типичных морских или слабо опресненных морских осадков.

Отложение осадков в пределах дельты происходит в обстановке чередо вания пресноводных, солоноватоводных и морских условий. Особенно изменчивы условия осадкообразования в надводной части дельты.

Подробно охарактеризованы дельтовые отложения Волги. Н. Г. Крас нова выделяет среди них проточные (авандельтовые), слабопроточные (култучные и ильменные) и периодически проточные (полойные и прирус ловые).

Проточные отложения формируются в руслах потоков среди надводной части и в авандельте, окаймляющей надводную часть дельты до глубины 3—4 м. Общая площадь авандельты обычно резко превосходит размеры надводной части. Авандельтовые отложения представлены в основном пылеватыми, реже мелкозернистыми или глинистыми песками. Окрашены они обычно в серый, желтовато-серый и реже голубовато-серый цвета.

Площадь, занимаемая авандельтой Волги, расчленена многочислен ными промоинами, постепенно переходящими в русло по мере приближения к надводной части дельты. В пределах таких промоин и русел распро странены пылеватые и мелкозернистые, хорошо отсортированные пески.

Осадки слабопроточных водоемов возникают в волжской дельте в култу ках и в ильменях.

Култуки представляют собой заливы, заключенные с двух сторон •быстро растущими участками суши и открытые в сторону моря. Это пресноводные водоемы, в большинстве случаев покрытые густыми за рослями водной растительности. В их пределах чаще всего откладываются плохо сортированные осадки, содержащие примерно в равном количестве частицы 0,10—0,05;

0,05—0,01 и 0, 0 1 мм;

частиц 0, 1 мм в них очень мало. Осадки култуков богаты органическим веществом и окрашены Ш в серый или темно-серый цвет, иногда с голубоватым или зеленоватым оттенками.

Ильмени, или дельтовые озера, представляют собой замкнутые водоемы, образовавшиеся из отшнуровавшихся наиболее глубоких частей култу ков и русел потоков. Осадки ильменей характеризуются преобладанием частиц 0, 0 1 мм и примерно равным содержанием фракций 0,10—0, и 0,05—0,01 мм. Они почти всегда богаты органическим веществом.

Осадки, образующиеся в условиях периодической проточности, пред ставлены отложениями прирусловых валов (возвышенностей, образовав шихся вдоль русел рек) и полоев (пониженных участков дельты, зали ваемых паводковыми водами). Для таких осадков характерно наличие тонкой слоистости, обычны остатки корней растений и разнообразие зернистости.

Кроме перечисленных типов в строении дельты Волги участвуют делю виально-аллювиальные и химические осадки соляных озер. В целом верхняя по течению часть дельты сложена преимущественно песками, переслаивающимися с суглинками, в центре ее преобладают глина и су глинки, а на самой периферии присутствуют песчаные отложения осу шенной части авандельты.

В основании разреза дельты залегают морские отложения. Они покры ваются осадками авандельты. В самых верхних горизонтах разреза, образующихся в надводной части, широко распространены полойные и ильменные отложения.

Много общего с дельтой Волги имеют дельты Аму-Дарьи и Терека.

В дельте Аму-Дарьи отмечается быстрая и резкая изменчивость осадков.

Основными морфологическими элементами этой области являются русло вые впадины, днища озер (аналоги ильменей дельты Волги), прирусловые валы и массивы бугристо-барханных песков, образованных при развеива нии песчаного аллювия.

Среди дельтовых отложений Терека выделяют: 1) морские каспийские;

2) аллювиальные, подразделяющиеся на озерно-лиманные и отложения протоков и русел.

Как и в волжской дельте, озерно-лиманные отложения характеризуются глинистостью и значительным содержанием органического вещества (аналоги култучно-ильменных отложений дельты Волги). Отличием является лишь то, что русловые осадки в дельте Терека представлены хорошо отсортированными крупнозернистыми, а не мелкозернистыми песками.

В условиях жаркого климата в дельтах возникает значительное коли чество засолоненных лагун и болот (например, в дельте Куры). Многие дельты кольцеобразно окружены со стороны моря узким поясом подвод ного бара. У дельты Сыр-Дарьи, согласно JI. С. Бергу, ширина бара равна 60—80 см. Глубина воды над баром осенью равна всего 0,5 м, перед ним дно покрыто илистыми осадками с радиальными рытвинами подводных русел протоков, частично заполненными песками. Сам бар сложен более мелкозернистым песком.

Преобладающим типом в верхней части современных дельт, особенно у равнинных рек, являются глинистые отложения. Так, средний грануло метрический состав 300 образцов разнообразных осадков дельты Мисси сипи характеризуется содержанием частиц 0, 0 6 мм всего 30%, 0,063— 0,016 мм — 46%, 0, 0 1 6 - 0, 0 0 4 мм — 14% и 0, 0 0 4 мм — 10%. Обога щение дельтовых отложений мелкими частицами связано с коагуляцией глинистых коллоидов в зоне смешения речных и морских вод.

В осадках поверхностной части дельты присутствуют также болотные отложения. Они широко распространены среди современной дельты Дуная.

25 л. в. рухин. Здесь, согласно В. П. Зенковичу, около 87% площади дельты занимают так называемые плавни (плауры), в пределах которых илистый грунт дельты лежит на 1—2, а местами и на 3—4 м ниже уровня моря, на по верхности же находится плавучий покров из переплетенных корней и стеблей камыша, тростника и других водяных растений. Большая часть этого растительного покрова прикреплена ко дну и, за исключением времени паводков, неподвижна. В центральных частях плавней и вблизи многочисленных озер этот покров может перемещаться по поверхности воды.

Макрофации эстуариев и лиманов. Эстуарии и лиманы представляют собой узкие заливы, далеко вдающиеся в сушу в устьевой части рек.

Они образуются в районах быстрого погружения приустьевых участков рек и представляют собой затопленные морем нижние части речных долин. Образование осадков в эстуариях и лиманах определяется смеше нием или сезонным чередованием пресных и морских вод, подпружива нием речных потоков и, вследствие этого, уменьшением скорости течения, В эстуариях влияние приливов и отливов выражено отчетливо и поэтому некоторая часть отложений периодически осушается. В лиманах на образовании осадков приливо-отливные явления практически не сказы ваются.

Рассматриваемые фации иногда могут быть рудоносными, особенно в тех случаях, когда реки приносят тонкие суспензии или коллоидные растворы глинозема, железа или марганца. При быстрой коагуляции в морской воде, особенно во время приливов, перечисленные вещества выпадают в осадок, образуя сильно вытянутые залежи.

Для доказательства образования древних отложений в эстуарии или лимане необходимо установить наличие эрозионного вреза (за счет запол нения которого возникли эти отложения), наличие солоноватоводной среды, существование моря и древней речной сети.

§ 61. ХАРАКТЕРИСТИКА КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ФАЦИЙ Континентальные фации отличаются от морских и лагунных непостоян ством условий образования. В пределах материков накопление осадков происходит непосредственно на поверхности суши, в долинах рек, на дне озер, в зоне распространения ледников и т. д. Воздух, вода и лед принимают активное участие в накоплении континентальных отложений, чем объясняется их разнообразие и быстрая изменчивость в разрезе.

Другой характерной особенностью континентальных отложений является своеобразие присутствующих в них органических остатков.

Они принадлежат или наземным животным (чаще позвоночным, насеко мым), пресноводным организмам и наземным растениям. Облик этих органических остатков позволяет легко выделять континентальные отло жения среди других фаций, но иногда остатки наземных организмов выносятся за пределы суши и откладываются среди морских или лагунных отложений. Кроме того, органические остатки часто не сохраняются, и многие континентальные отложения являются немыми.

Районы накопления континентальных отложений расположены, как правило, недалеко от областей разрушения материнских пород. Переме щение продуктов выветривания при этом происходит на незначительные расстояния, и среди обломочных континентальных отложений часто встречаются грубообломочные и плохо сортированные разновидности, а среди пород химического происхождения — отложения коры выветри вания и продукты ее непосредственного переотложения. Породы этой группы обычно располагаются определенным образом относительно· 386' крупных форм погребенного рельефа, следы которого часто обнаружи ваются в подошве континентальных толщ.

Среди континентальных фаций преобладают обломочные и глинистые отложения, редко встречаются карбонатные и соляные отложения, почти отсутствует глауконит, фосфаты, осадочные цеолиты и некоторые другие минералы, присутствующие в морских толщах.

Большинство континентальных осадков образуется при свободном доступе кислорода. Поэтому среди них широко распространены окисные соединения, в частности соединения железа. Этим объясняется наличие •среди континентальных отложений красной окраски, сочетающейся иногда с зеленовато-синей (при местном восстановлении окислов железа).

Наряду с этим встречаются почти белые (каолины, кварцевые пески) и черные отложения (угли и углистые глины). Слоистость континенталь ных отложений очень разнообразна. Иногда среди них присутствуют совершенно неслоистые толщи (например, морена). Чаще наблюдается косая слоистость, обусловленная поступательным движением текучих вод, или горизонтальная слоистость, иногда очень тонкая и отчетливая •(особенно в озерных отложениях). Зернистость обломочных континенталь ных отложений, как и другие их особенности, определяется условиями образования. Малая длина пути, проходимого обломочными частицами на суше, определяет их плохую сортировку и угловатую форму.

Своеобразен и минералогический состав континентальных фаций.

Среди них в эпохи энергичных тектонических движений широко распро странены полимиктовые отложения. При образовании коры выветрива ния или длительном переотложении осадочного материала возникают однородные по минералогическому составу отложения, состоящие из минералов, наиболее устойчивых на поверхности Земли (каолины, лате риты, кварцевые пески и пр.). Среди глинистых отложений каолинит как породообразующий минерал встречается до сих пор только в конти нентальных толщах.

Континентальные отложения подразделяются на следующие макрофа щии: 1) элювиальные;

2) делювиальные и колювиальные;

3) пролювиаль яые;

4) речные;

5) пресноводно-озерные;

6) болотные;

7) пустынные;

•8) ледниковые. Континентальные вулканические отложения из-за спе цифичности их состава и условий отложения не рассматриваются.

Элювиальные макрофации. Основной особенностью элювиальных от ложений является их залегание на месте разрушения материнских пород.

Поэтому вниз по разрезу они постепенно переходят в неизмененные корен ные породы. Смыв верхних горизонтов элювия, так же как и непостоянство состава материнских пород и условий выветривания, обусловливает «большую изменчивость разреза элювиальных отложений. Площадь их распространения из-за размыва большей частью невелика. По этой же причине древние элювиальные макрофации, примером которых являются коры выветривания, встречаются редко.

Состав элювия непостоянен. При физическом выветривании он сложен •более или менее измельченными обломками коренных пород, при хими ческом — продуктами их глубокого разложения, не имеющими по внеш нему виду с ними ничего общего. Минералогический состав элювия, если он возник при сильном химическом выветривании, характеризуется рез ким преобладанием минералов, устойчивых в зоне выветривания. Поэтому здесь широко распространены кварц, каолинит, свободный глинозем, окисные соединения железа, марганца, никеля и некоторые другие мине ралы. В элювии отсутствуют органические остатки (за исключением псевдоморфоз по корням растений) и слоистость, с которой не следует смешивать зональность строения элювиальных отложений.

25* Делювиальные и коллювиальные макрофации. Делювиальные макрофации встречаются значительно чаще, чем элювиальные. Они возникают на склонах возвышенностей за счет переотложения талыми, дождевыми и снеговыми водами продуктов выветривания. Делювиальные отложения по своему составу близки к элювию и поэтому могут быть очень разно образными. Делювий резко обособлен от подстилающих пород и часто образуется при смешении продуктов выветривания нескольких пород.

Делювиальные отложения, как правило, очень плохо сортированы, содержат остроугольные обломки местных пород, которые в случае ска тывания по склону располагаются своими длинными осями перпендику лярно направлению ската.

Отложения склонов, образовавшихся при оползнях, обвалах и соли флюкции, часто выделяют под названием коллювия. Коллювий отличается от делювия еще худшей сортировкой. По этому признаку колювиальные отложения очень близки к моренам. Однако петрографический состав обломков различен. В коллювии и делювии они сложены только местными породами, в морене они разнообразны и частично принесены издалека.

Пролювиальные макрофации. К этой группе фаций относятся отло жения временных потоков, стекавших с гор на прилежащие равнины.

В них входят русловые фации главных потоков, русловые и межрусловые фации конусов выноса в различных его частях и т. д.

Площадь распространения пролювиальных отложений может быть очень значительной. При сухом и жарком климате эти отложения могут опоясывать горные хребты в виде узкой зоны вдоль их подножья. Разрез пролювиальных отложений характеризуется быстрой изменчивостью в связи с непостоянством условий их образования. Периоды стока вод во время таяния снегов или выпадения дождей по узким разветвля ющимся непостоянным по своему положению руслам сменяются развеива нием и другим преобразованием отложенных осадков в сухие сезоны.

Поэтому пролювиальные отлон?ения возникают только в окислительной среде и часто окрашены в красный цвет. Органические остатки среди пролювия обычно отсутствуют.

В пролювии преобладают грубообломочные и песчано-глинистые отло жения. Конгломераты и галечники состоят из сравнительно хорошо окатанных галек, приуроченных к руслам потоков. Межрусловые отложе ния, особенно в периферической части конусов выноса, сложены преиму щественно плохо сортированными алеврито-глинистыми отложениями со значительной примесью песчаных частиц. В русловых фациях часто встречается косая слоистость речного типа (см. § 69).

Речные макрофации являются одним из наиболее широко распростра ненных типов континентальных отложений. В современную эпоху и»

общего количества обломочных частиц, попадающих за год в моря, 99% сносится в них реками (Кюнен, 1950). Среди макрофаций равнинных рек различают русловые, пойменные и старичные отложения. В горных речных долинах распространены преимущественно русловые фации, а старичные обычно редки. Совместно с речными отложениями часто встречаются делювиальные.

Площадь распространения речных отложений из-за перемещения рек и распадения их русел на многочисленные рукава может быть очень значительна. Особенно часто возникали речные отложения в эпохи значи тельной пенепленизации суши. Поверхности размыва на суше образова лись в значительной степени в результате деятельности рек. В связи с этим современные речные отложения, вероятно, отличаются от многих древних речных фаций, так как современная геологическая эпоха характе ризуется в общем энергичным поднятием земной корьт и, следовательно, 388' активной глубинной эрозией рек, а не их меандрированием или делением на многочисленные рукава.



Pages:     | 1 |   ...   | 12 | 13 || 15 | 16 |   ...   | 25 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.