Параметры, характеризующие обстановку осадконакопления

Вопрос о том, какие параметры или факторы имеют существенное значение для характеристики обстановки осадконакопления, какова их относительная значимость, не вполне ясен. He ясно также, какова должна быть их классификация. Крамбейн и Слосс сгруппировали их в три категории: материальные (характер среды: ветер, вода, лед; характер осадка, его структура и состав), энергетические (кинетические, турбулентные, термальные) и биологические условия. Твенхофел с более геологической точки зрения рассматривал такие факторы, как физическую географию участков суши и береговой линии, диастрофизм, климат. По-видимому, каждый из этих факторов накладывает свой отпечаток на осадочные отложения.

Мы выбрали такие параметры, которые можно измерить с наибольшей точностью и подразделяем их на физические, химические и биологические. Каждый из них рассматривается как независимая переменная, последняя может быть оценена исходя из тех характеристик осадков, которые мы можем наблюдать. Физические и химические параметры, вероятно, в значительной степени независимы друг от друга, однако биологические факторы могут существенно меняться в зависимости от первых двух и, с одной стороны, контролируются ими, а с другой — сами способы преобразовывать физические и химические условия. Так, например, заросли морской травы могут в значительной мере замедлять скорость и понижать турбулентность подводных течений. С другой стороны, на биосферу существенно влияют температура, соленость, скорость течения и многие другие физические и химические факторы.

С какой степенью надежности мы можем установить параметры, превалировавшие в уже не существующей ныне обстановке осадконакопления? И, что более важно, насколько точно можем мы идентифицировать древнюю обстановку осадконакопления на основании параметров, характеризующих осадочный разрез? Эти вопросы мы и рассмотрим ниже.



Физическая среда наилучшим образом может быть описана исходя из динамических и статических свойств седиментационной среды, в которой накапливаются осадки. Статические свойства включают плотность и вязкость среды (воздуха по сравнению с водой, например), глубины ее над поверхностью «среда — осадок»; динамические факторы включают турбулентность среды (спокойные или бурные воды), скорость осадкообразующего течения, направление течения потока, стабильность системы течений (как скорости, так и направления) и т. п.

Характер осадкообразующей среды. Одним из факторов, изучаемых при анализе обстановки осадконакопления, является природа среды, из которой выпадают кластические составляющие осадочной породы. Другими словами, откуда накапливался осадочный материал — из воздуха, воды или ледника? Совершенно очевидно, что идентификация среды осадконакопления будет существенным шагом вперед в наших попытках реконструировать обстановку осадконакопления.

Поскольку способность течения к транспортировке и его эффективность как сортирующего агента зависят от вязкости и плотности вовлеченной в течение среды, между свойствами движущейся среды и структурами отложенных ею осадков должна существовать какая-то связь. Совершенно иными с этой точки зрения являются осадки, отложенные ветром, такие как дюнные пески, и ледником (тилли). Сильнее отличающихся друг от друга по своей структуре осадков мы не знаем. Однако различие между дюнными и пляжевыми песками гораздо менее четкое.

Следует иметь в виду, что движущаяся среда состоит из флюида и осадка, соотношение которых варьирует в очень широком диапазоне; оно может представлять собой и разбавленную взвесь осадка в воде или даже в воздухе, и более насыщенный раствор (мутьевые потоки), и разжиженный осадок типа жидкого ила, и потоки, несущие крупнозернистый песок или гравий (грязевые потоки), и текучий ледник, перемещающий грубообломочный материал (табл. 15-1).

Чем больше вязкость или плотность движущейся среды, тем меньшая скорость требуется для транспортировки материала с данным размером зерен и тем ниже ее эффективность как сортирующего агента. Разбавленные взвеси, перемещаемые воздухом или водой, хорошо сортируются, поскольку крупные частицы перемещаются в них только при большой скорости. Концентрированные взвеси или жидкая грязь транспортируют более грубый обломочный материал при меньших скоростях и отлагают плохо отсортированные осадки. Если содержание твердого вещества во флюиде возрастает еще больше, то такая среда перемешается уже не как ньютоновская жидкость, а как полутвердое пластичное тело. Сортировка в таком потоке сведена к нулю, и крупнейшие обломки, которые он может перемещать, отлагаются наравне с тончайшим материалом. К этой категории относятся грязевые потоки и ледники. Однако проблема потока сложнее: некоторые полутвердые смеси в определенных условиях быстро становятся совершенно жидкими и текут с высокой скоростью. Такие тиксотропные превращения могут возникать под действием внезапного и мощного фактора, например, землетрясения.

Отложениями разбавленных взвесей являются обычные пески и гравий, которые имеют простую зернистую структуру; отложения более концентрированных взвесей или грязевых потоков представлены вакками параконгломератами, в которых существенную, иногда доминирующую роль играет цементирующая масса (матрикс) с рассеянными в ней крупными обломками. Если отношение твердый материал — флюид превышает некоторое критическое значение, ньютоновское течение прекращается и осадок становится совершенно неотсортированным. Соответственно отношение зерновой каркас-матрикс, а также наличие или отсутствие сортировки являются основными критериями при попытках идентифицировать агент осадконакопления. Однако проблема может усложняться тем, что существуют осадки, в которых матрикс вторичен по происхождению, а некоторые образовавшиеся it situ карбонатные вакки, состоящие из микритовой пасты и включенных скелетных элементов, по своему происхождению не имеют ничего общего с течениями. В то же время существуют карбонатные вакки, которые в действительности являются отложениями мутьевых, грязевых или обломочных потоков.

Теоретически разница в плотности и вязкости между воздухом и водой должна обусловливать и отчетливое различие в структурах осадков, отложенных этими агентами. Однако, хотя многие авторы и пытались сформулировать эти различия, определяющие структурные критерии для разграничения эоловых и отложенных водой песков, они пока еще не разработаны. Использование с этой целью различных параметров, связанных с размером зерен, рассмотрено ранее. Для определения различий между эоловыми и аквальными песками применялись и другие структурные критерии, такие, как окатанность зерен и поверхностные структуры, но без особого успеха. Более того, очень трудно (если вообще возможно) отличить отложения плотных субаэральных и обломочных потоков от их субак-вальных эквивалентов.

Более надежным критерием при анализе обстановки осадконакопления считаются осадочные текстуры, в связи с этим предпринимались попытки различить эоловые и аквальные текстуры. За несколькими исключениями, успех этих попыток следует также признать ограниченным.

Наибольшее значение придавалось обычно предполагаемым различиям в слоистости пляжевых и дюнных отложений. Эти различия обобщены Томпсоном. Отмечалось, что дюнные пески характеризуются значительно большим разнообразием направлений наклона косой слоистости, чем пески, отложенные в водной среде.

Однако эти данные недостаточно убедительны Поттер и Петтиджон составили таблицу изменчивости косой слоистости для дельтовых, морских и эоловых отложений. При этом обнаружилось значительное перекрытие значений. Так, изменчивость осадков, считающихся эоловыми, сопоставима с изменчивостью дельтовых отложений, а наибольшее разнообразие направлений наклонов косой слоистости наблюдается у морских песков. В качестве более надежного критерия, чем постоянство ориентации косой слоистости, рассматривался ее масштаб. Крупномасштабная тангенциальная косая слоистость считается признаком действия ветра. Однако встречаются подводные дюнные поля, весьма сходные по размеру и форме с дюнами субаэрального происхождения. Соответственно и их внутренние текстуры, включая косую слоистость, следует признать весьма сходными по характеру и масштабу. Существует мнение, что субаэральная косая слоистость характеризуется большим наклоном слойков, чем субаквальная. Однако Екель на основании обзора литературы пришел к выводу о том, что угол наклона не является надежным признаком отличия эоловой косой слоистости от субаквальной. Тип косой слоистости также не является указанием на ее происхождение. И плоскостная, и желобковая косая слоистость образуются как в субаквальных, так и в субаэральных условиях. В заключение можно сказать, что косая слоистость, за исключением, вероятно, перистой, указывающей на приливно-отливные течения, не может служить средством идентификации агента накопления. К этому можно добавить, что крупномасштабная косая слоистость, вызванная миграцией дюн, исключает глубоководное происхождение; однако, мелкомасштабная косая слоистость, связанная с миграцией ряби, образуется на всех глубинах. Косослоистые серии мощностью свыше 3 м, скорее всего, не могут быть аллювиальными; они присущи либо мелководным морским, либо эоловым отложениям.

Песчаная рябь, образованная ветром, имеет больший индекс ряби, чем рябь волноприбойная. Более того, наиболее крупные зерна концентрируются на гребнях эоловой ряби. Следы позвоночных на подветренных склонах дюн направлены всегда вверх по склону. К сожалению, следы позвоночных и эоловая рябь крайне редко встречаются и их почти никогда нельзя использовать. Некоторые типы косой слоистости со знаками ряби могут иметь большое значение. Ленточная полосчатая слоистость, в которой мелкие знаки волноприбойной ряби запечатаны глиной или содержат глинистые примазки, характерна для волноприбойной или нижнеприливной обстановки. Некоторые типы косой слоистости, обусловленные перемещением знаков ряби, например «набегающая рябь», являются весьма характерным признаком обстановки осадконакопления.

Ледниковые отложения, тиль и тиллиты, уже описывались детально ранее, поэтому здесь нет нужды повторять критерии их диагностики и их отличия от отложений обломочных потоков и других агентов транспортировки. То же можно сказать о характерных чертах как субаэральных, так и субаквальных отложений мутьевых потоков, которые рассматривались выше.

Проблема глубоководности. Вопрос глубоководности — один из наиболее древних в геологии. Одним из последних обзоров по этому вопросу является специальный выпуск журнала «Морская геология». Батиметрическое положение морских осадков определяется и описывается прежде всего по отношению к нижней границе зоны действия волны. Те осадки, которые образовывались выше, отлагались в турбулентных условиях, подвергались постоянному перемещению и переработке, так что по своей текстуре и минералогическому составу они становятся зрелыми. Осадки, образовавшиеся ниже зоны действия волн, отлагались в относительно спокойной обстановке, в стоячих водах; после осадконакопления они мало подвергались действию течений. Однако, хотя обстановка осадконакопления может быть описана как характеризующаяся бурными или спокойными водами, это необязательно дает представление об абсолютной глубине. Волновая база является весьма непостоянной по глубине. В небольших водных бассейнах или полуизолированных водоемах небольшого размера генерируются слабые волны и их действие охватывает незначительные глубины. Вдоль побережий открытого моря волны значительно больше и могут затрагивать дно на много метров ниже поверхности. Хотя большинство течений и связанных с ними размывов порождены волнами, некоторые течения, включая так называемые контурные, обычно слабые, протекают на больших глубинах и могут вызывать перемещение тонкозернистых песков и образование знаков ряби.

Обстановка бурных вод характеризуется отложением песков, галечников, ракушечника и калькаренитов. Пески в этом случае хорошо отсортированы, хорошо окатаны, обладают знаками ряби и в основном слоистостью течения. Следует отметить, что грубый обломочный материал не является определенным признаком мелководья, хотя когда-то и считался таковым. Пески и даже грубый гравий могут транспортироваться мутьевыми подводными течениями и отлагаться ниже подошвы волновой зоны. Такие отложения характеризуются слабой отсортированностью, градационной текстурой, а также тем, что они переслаиваются с тонкими алевритами и илами без существенного перемешивания этого материала. Как отмечено Бейли, градационная слоистость и слоистость течения — показатели двух контрастных обстановок песчаного осадконакопления: соответственно ниже и выше базы волн. Однако, как отмечалось выше, крупномасштабная (свыше 10 см) слоистость течения соответствует мелководным условиям; мелкомасштабная слоистость или косая слоистость со знаками ряби, как известно, не являются показателями глубины моря.

Среди признаков, указывающих на обстановку осадконакопления в спокойных и глубоких водах, следует упомянуть тонкую слоистость, характерную для некоторых алевролитов и глинистых сланцев. Иногда тонколистоватая (бумажная) слоистость характеризует годовые слои осадков и, таким образом, может служить мерой скорости осадконакопления. Более того, такая слоистость может быть распространена на значительной площади и прослежена в керне скважин на многие километры. Она может сохраняться при отсутствии донных завихрений и донной фауны, питающейся илом. Слоистость в тонкозернистых осадках нельзя считать надежным свидетельством глубоководных условий. В литературе известны указания на то, что тонкозернистые известковистые ламиниты могут отлагаться в условиях приливной равнины.

Поскольку зона бурных вод (волноприбойная) характеризуется косой слоистостью размыва и заполнения, а зона спокойных вод распознается по тонкой и ровной слоистости, перемежающиеся условия то бурных, то спокойных вод отражаются в разрезе чередованием правильной и неправильной слоистости песков, алевролитов и глинистых сланцев. Песчаные слои непостоянны по мощности, характеризуются волнистостью в вертикальном разрезе и местами косой слоистостью со знаками ряби. Тонкозернистые пески и алевролиты распадаются на линзы плоско-выпуклых сегментов — возможно, «отмершие» знаки ряби. Глинистые прослойки, разделяющие слои более грубозернистых пород, образуют тонкий покров над знаками ряби. Там, где глинистые сланцы имеют спорадическое распространение, они образуют линзовидные заполнения мульдовых участков ряби. Волнистая и полосчатая слоистость характерна для ряда современных отложений приливной равнины,

Признаками турбулентности транспортирующего агента могут также служить степень сохранности многих ископаемых остатков, характер их скрепления с породой, их ориентировка. Хорошо сохранившиеся формы свидетельствуют об их росте и погребении в обстановке отсутствия течений; расчлененные, нарушенные и отсортированные обломки фауны позволяют предполагать сильные донные течения. Беспорядочная ориентировка выпукло-вогнутых раковин характеризует отсутствие сколько-нибудь существенных течений, и, наоборот, наличие общей ориентировки этих и других текстур, связанных с ископаемыми остатками, является доказательством сильных донных течений. Сохранность тонких следов червей и тому подобных текстур на поверхности ила (выраженных в виде отпечатков в подошве слоев песчаников и алевролитов) свидетельствует об очень слабом донном течении или вообще об его отсутствии. Следы питания донного зоопланктона фитопланктоном — веское доказательство глубоководных условий. Обнаружение следов червей и моллюсков и других беспозвоночных, живущих в песчаной среде, может быть обусловлено размывом дна.

Определенные минералы являются показателями восстановительных условий. Такие условия не могли существовать в турбулентных, аэрированных водах. Минералы, образовавшиеся в застойных, анаэробных водах, включают осадочный пирит и сидерит. Однако в некоторых лагунах и эстуариях, где проявление волн и течений ничтожно, эти минералы могли образоваться в иле на сравнительно малой глубине. Другим минералогическим критерием глубины является пара шамозит — глауконит: первый обнаружен в тропических неглубоких водах (менее 60 м), второй — на глубинах от 30 до 2000 м. Фосфориты, как предполагается, отлагались на глубинах от 30 до 300 м.

Отличить турбулентную обстановку от обстановки спокойных вод, т. е. обнаружить различие между осадками, образовавшимися выше и ниже базиса волновой зоны, сравнительно легко. Значительно труднее, однако, оценить абсолютную глубину моря, Для этого мы располагаем немногими критериями.

В соответствии с выводом Аллена о том, что высота крупномасштабных косых слоев — функция средней глубины, мы считаем, чем больше мощность пачки, тем глубже был бассейн, в котором она накапливалась.

Критерием глубины моря может быть и тип ископаемых остатков в осадочных породах. Водорослевые текстуры указывают на то, что осадконакопление могло происходить лишь в эйфотической зоне — на глубине проникновения света. Глубина проникновения света, конечно же, варьирует в зависимости от мутности воды, но никогда не бывает очень большой. В более молодых, в особенности третичных, осадках глубина моря может быть оценена на основе палеоэкологических данных Фораминиферовые виды имеют тесную корреляционную связь с глубиной моря, поэтому, изучая глубинную приуроченность современных форм, мы можем оценить глубины и более древних морей, в которых обитали эти формы. Например, глубина моря, в котором отлагалась нижнеплиоценовая формация Репетто в Южной Калифорнии, включающая конгломераты, оценивается по фораминиферам в 1200—1500 м. Интерпретация такого рода фаунистических данных осложняется, однако, влиянием температуры на распространение различных видов, а также возможностью механической транспортировки мелководных форм на большие глубины. В более древних породах фаунистическая характеристика является менее надежным средством определения глубины осадконакопления. Ассоциации руководящих форм связаны с глубиной и, таким образом, позволяют определить относительную глубину; однако для определения абсолютной глубины это недостаточно надежный критерий. В современных морях карбонаты растворяются на глубинах, превышающих 5400 м. В домеловое время известковых пелагических фораминифер не существовало. Присутствие таких форм в меловых и более молодых осадочных породах указывает на глубину меньше указанного критического значения; однако отсутствие такой фауны в более древних осадочных породах вовсе не означает, что они исчезли в результате растворения на этой или большей глубине.

Если для осадочной породы характерны оползневые текстуры, то вероятную глубину можно оценить исходя из градиента наклона дна, необходимого для того, чтобы началось оползание. Весьма вероятно, что для этого достаточен наклон от 1,5 до 3°. Глубину бассейна или трога можно оценить, если наиболее глубокая и наиболее устойчивая часть трога достоверно установлена по стратиграфическим данным и если известно положение источника сноса. С помощью такого метода Бриггс определил, что высота водного столба в троге долины р. Сан-Хоакин в меловое время насчитывала от 900 до 2100 м.

Конечно, в некоторых случаях глубина воды была минимальной и осадки могли обнажаться на поверхности. Имеется много свидетельств такого рода обнажений — трещины в глинах, дождевые следы и т. п.

Считается, что на континентах нигде нет глубоководных осадков. Эта точка зрения в значительной мере подтверждается преобладанием в геологических разрезах текстур, характерных для мелководных турбулентных условий. Однако, как отмечалось выше, накапливается все больше данных в пользу существования глубоководных осадков; образование некоторых осадочных пород на глубинах нескольких тысяч метров можно считать вполне определенным.

В заключение следует признать, что существует очень мало критериев для определения абсолютной глубины осадконакопления. Как правило, наилучшие результаты при решении этой проблемы достигаются путем оценки соответствующей модели осадконакопления. Если та или иная стратиграфическая ассоциация определена как свойственная приливно-отливной равнине или флювиальная, или турбидитовая, то можно установить характерные для нее предельные значения глубин и применять их в качестве критериев оценки глубины осадконакопления. Обычно бывает невозможно оценить глубину образования осадка только по данным изучения какого-то одного обнажения без рассмотрения всего комплекса условий и взаимосвязей, в которых находится та или иная порода, тот или иной слой.

Скорость, направление и стабильность течения. Неоднократно предпринимались попытки определить силу потока по размеру пластических элементов в осадке, или «индексу пластичности» (по Кароцци). Оценки скорости потока, основанные на размере зерен, возможны для обычных песков и галечников, но не для параконгломератов и других продуктов транспортировки материала концентрированными взвесями.

Связь размера обломков со скоростью потока непроста. По мере приближения к границе флюид — осадок скорость быстро падает, так что скорость включения частиц по дну значительно (примерно на 40%) меньше, чем в основной струе, т. е. выше этой границы. Скорость, при которой начинается перемещение невзвешенного материала, или критическая скорость волочения, определялась эмпирическим путем различными исследователями (табл. 15-2). Соотношения между скоростью и размером зерен выражены Хьюлстремом в виде диаграммы (рис. 15-1). Как показано на диаграмме, размер обломков перемещаемого материала пропорционален скорости. Однако, поскольку алевритовые и глинистые фракции характеризуются размером менее 0,1 мм и, таким образом, способны образовывать связанную массу, это соотношение усложняется.

Намечается некоторая корреляция между формами слоев и текстурами, которые они образуют, с одной стороны, и скоростью (в действительности энергией потока, составной частью которой является скорость) — с другой. Эти соотношения были выражены Андерсоном в его труде об осадочных текстурах в ледниковых зандровых отложениях в виде диаграммы (рис. 15-2). Как видно из диаграммы, потоки с замедленным течением отлагают равнослоистые алевролиты и глины; более быстрые потоки образовывают знаки ряби на границе песок — вода и мелкомасштабную косую слоистость; при очень больших скоростях течения происходят размывы и заполнения, которые приводят к образованию резко выраженной косой слоистости. Эта концепция, выработанная Андерсеном отчасти на основе полевых наблюдений, а отчасти интуитивно, была подтверждена экспериментальными данными и результатами полевых исследований других авторов. Соотношения между формами пластов, их внутренней текстурой, размером зерен и скоростью потока схематически показаны на рис. 15-3.

Еще один показатель скорости — наличие или отсутствие тангенциальности в крупномасштабной косой слоистости. Эксперименты показывают, что для данной осадочной смеси и постоянной мощности таблитчатой косой слоистости возрастание скорости потока способствует переходу от плоскопараллельных наклоненных передовых слоев к тангенциально вогнутым передовым слоям. Однако тангенциальность может быть вызвана также высокой концентрацией взвеси в потоке.

Другими показателями скорости течения являются знаки удара на гальке, транспортировавшейся высокоскоростным потоком; аномально высокое содержание разломанных голышей и окатанность слюдяных и кианитовых зерен в песке, возможная только при очень слабом течении.

Важной характеристикой обстановки осадконакопления помимо скорости течения является постоянство как его направления, так и его скорости. Постоянство направления лучше всего определять по изменению косой слоистости или других признаков направления; постоянство скорости потока выражается в изменении среднего размера частиц при переходе от пласта к пласту. Изменение направления косой слоистости и их значение при анализе обстановки осадконакопления рассматривались нами выше.



Химические факторы, определяющие обстановку осадконакопления, — окислительно-восстановительный потенциал (Eh), кислотность щелочность (pH) и соленость (концентрация). От этих факторов в значительной степени зависят и минералы, выпадающие в осадок, и фаунистическая характеристика. Еще одним фактором, представляющим большой интерес для геолога и весьма важным для распределения фауны, является температура. Классификация химических условий осадконакопления предложена Теодоровичем, а также Крамбейном и Гаррелсом. Хотя на выпадение в осадок минералов влияют очень многие факторы, наиболее важны Eh и pH.

Окислительно-восстановительный потенциал. Осадки отлагаются обычно либо в окислительных (аэробных), либо в восстановительных (анаэробных) условиях. Мерой окислительной способности среды является Eh, или окислительно-восстановительный потенциал. Отлагались ли древние осадки в окислительных или восстановительных условиях или нет, этот вопрос решается на основе их минералогии, а также того, что нам известно о стабильности минералов при различных значениях окислительного потенциала. В частности, наиболее ценные свидетельства об этом параметре дают нам железосодержащие минералы. Сульфиды железа (пирит или марказит) характеризуют восстановительную и полностью лишенную кислорода среду; гематит указывает на максимально аэрированную обстановку; сидерит свидетельствует о промежуточном окислительно-восстановительном потенциале.

При использовании других минералов возможно еще более детальное подразделение химических обстановок по Eh. Теодорович выделил шесть таких фаций: сильновосстановительную, или сульфидную: восстановительную (карбонаты железа и сульфиды железа); слабовосстановительную (сидерит и вивианит); нейтральную (железистые хлориты как с окисным, так и с закисным железом); слабоокислительную (глауконит) и окислительную (окись железа и гидроокись железа). Каждая из этих шести обстановок, определеная по Eh, может быть подразделена на 6 субобстановок на основе кислотности или pH. Таким образом, можно выделить 36 подзон, каждая из которых характеризуется определенным набором минералов.

Еще одним показателем низкого окислительного потенциала является отсутствие нормальной бентосной фауны и наличие только тех форм, которые могут переносить токсичные условия, вызванные нехваткой кислорода, либо тех форм, которые свободно плавают или прикреплены к плавающим объектам. К первой категории принадлежат определенные фосфатные брахиоподы, особенно Linqula и Discina, которые представляют собой повсеместно распространенные, выносливые формы, способные переносить суровые условия. Конодонты, случайные остатки рыб, споры и пыльца представляют фауну и флору глинистых сланцев, образовавшихся в сильновосстановительной обстановке. Еще одним свидетельством отсутствия кислорода является аномально высокое (свыше 2 или 3%) содержание органического вещества. Обычно деятельность микроорганизмов, питающихся органическими остатками или разлагающие их, разрушает остатки, выпадающие на дно. Замедление или прекращение такой «санитарной» деятельности в результате нехватки кислорода приводит к увеличению органического материала, а следовательно, к отложению черных глинистых сланцев и связанных с ними осадков.

Как отмечалось Крамбейном и Гаррелсом, а также Теодоровичем, окислительно-восстановительная граница, т. е. поверхность, разделяющая окислительную обстановку от восстановительной, может находиться выше или ниже раздела осадок — вода или же совпадать с ним (рис. 15-4). В наиболее сильной восстановительной обстановке она выше раздела ил — вода. Поскольку в этом случае внутри осадка обстановка всегда будет восстановительной,возникает вопрос, как объяснить тот факт, что не все осадки восстановленные? Восстановленный осадок или нет, зависит от того, имеется ли в нем восстановительный агент. Таким агентом является органическое вещество, и, как отмечалось выше, в окислительной обстановке органическое вещество в основном окислено и разрушено за счет микробиологического разложения или обычного «санитарного» действия организмов, питающихся органическими остатками. Если осадок отлагался в такой обстановке, то для восстановления железа остается слишком мало (если вообще остается) органических остатков. Как показывают результаты изучения современных илов, диагенетические процессы по своему характеру восстановительные и наличие органического вещества приводит к восстановлению железа.

Кислотность-щелочность. Кислотность или щелочность обстановки осадконакопления является важным фактором при определении того, будут ли выпадать в осадок определенные минералы. В обстановке с сильно повышенной кислотностью, например, карбонаты не будут отлагаться. Поэтому отложение кальцита свидетельствует о том, что значения pH не ниже 7,8.

По-видимому, недостаточно просто отличать кислую обстановку от щелочной. Крамбейн и Гаррелс выделили три обстановки по их кислотности: наиболее кислую (рН < 7,0), близкую к нейтральной (рН = 7,0—7,8) и щелочную (рН больше 7,8). Теодорович на основе pH выделяет шесть различных обстановок (фаций): резкощелочную — щелочные озера (рН больше 9), щелочную (pH = 8-9), слабощелочную (рН=7,2-8), нейтральную (pH = 6,6-7,2), слабокислую (рН = 5,5-6,6) и кислую — болота (pH = 2,1-5,5)

Для определения щелочности или кислотности древних обстановок осадконакопления используются в основном минералогические критерии. Как отмечалось выше, в кислых условиях карбонаты растворяются. Крамбейн и Гаррелс рассматривают pH, равное 7,8 (для морской воды), как «известняковый барьер». При этом и более высоких значениях pH свободно осаждается кальцит; он становится акцессорным в чуть менее щелочной среде, и его выпадение полностью прекращается если pH падает ниже 7. С другой стороны, кремнезем имеет тенденцию растворяться в щелочных условиях и осаждаться в кислой среде. Отложение в больших масштабах кремней свидетельствует о более кислых условиях, чем те, в которых выпадает кальцит. Соотношение между растворимостью кремнезема, карбонатов кальция и pH рассмотрено Корренсом.

Как отмечалось Эдвардсом и Бейкером, широкое распространение марказита в ассоциации с углем резко контрастирует с распространением пирита в морских глинах и глинистых сланцах. Предполагается, что это различие связано с pH. Болота, в которых образуется уголь, являются сильнокислыми, а морская обстановка — нейтральной, или умеренно щелочной. Поэтому форма сульфидов железа является еще одним средством отличать кислую обстановку от щелочной. Присутствие марказита в морских формациях указывает на то, что повышение кислотности происходило после осадконакопления.

В дополнение к карбонатам, кремнезему и формам сульфидов железа, которые чувствительны к pH, считается, что для образования каолина требуются кислые условия, тогда как щелочная обстановка способствует образованию монтмориллонита.

Более прямая попытка определения pH обстановки осадконакопления древних пород была предпринята Шукри, который полагал, что pH водного экстракта из глинистых сланцев существенно не отличается от pH тех вод, в которых когда-то отлагались эти глины. Однако Эмери и Риттенберг отмечали, что связанная в глинах вода должна иметь несколько более высокое pH, чем воды бассейна, в котором эти глины отлагались.

Соленость. Соленость вод — это, по существу масса растворенных твердых солей, выраженная в процентах. Нормальная морская вода содержит около 3,5 вес. % растворенных материалов. Из технических соображений соленость морской воды, а также других рассолов выражается хлорностью, приближенно определяемой по содержанию хлора в тысячных долях (в граммах на 1 кг жидкости). Хлорность нормальной морской воды составляет около 19,4.

Воды древних бассейнов характеризовались различной соленостью — от пресных до сверхсоленых. Наиболее надежным показателем солености является фауна. Различные типы фауны могут быть описаны как пресноводные, солоноватоводные и соответствующие водам нормальной солености. Экологические исследования современной фауны, в особенности фораминиферовых ассоциаций, дают нам надежный ключ к интерпретации недалекого прошлого (третичного времени). Биологические критерии для более древних эпох менее достоверны.

В случае солености, превышающей нормальную, особенно в условиях сверхсоленых вод, фауна и флора встречаются редко или же совсем исчезают. Свидетельство сверхсоленых условий — минеральные соли. Наиболее распространены сульфаты, гипс и ангидрид; еще большая соленость приводит к осаждению галита. Калиевые соли выпадают в осадок только из рассолов максимальной концентрации.

Наибольшие трудности возникают в том случае, когда соленость превышает нормальные для морской воды значения, но еще недостаточна для выпадения сульфатов или хлоридов. Для таких вод существует термин «рenesаlinе». Осадки, образующиеся в таких водах, обычно не содержат фауны. Существует мнение, что для этих вод характерными осадками являются эвапоритовые карбонаты. Такие карбонаты представлены в основном оолитовыми известняками и тонкослоистыми доломитами, которые интерпретируются как первичные.

Отпечатки соляных кристаллов при отсутствии непосредственно соляных отложений указывают на то, что соленость по меньшей мере временами превышала нормальную. Соляные кристаллы могут образовываться во временно затопляемых мелководных районах, даже в регионах со значительным количеством осадков, и необязательно должны рассматриваться как свидетельство преобладания аридных условий.

В определенной степени для установления различия между морскими и пресными водами, т, е. в известном смысле для определения солености, используются редкие элементы. В частности, имело успех использование при этом бора. Обычно морские глины содержат большее количество бора, чем глины, отлагавшейся в пресноводных условиях. Использование геохимических критериев при распознании морских и пресноводных осадков обобщено Кейтом и Дегенсом.

С этой же целью использовался и изотопный анализ. В работе Лауэнстама большое внимание уделено связи изотопного состава раковин как с соленостью, так и с температурой.

Температура. Важным параметром обстановки осадконакопления является температура. Температура влияет на растворимость многих минералов и газов и поэтому оказывает большое влияние на химическое осаждение. Определенные минеральные соли могут выпадать в осадок зимой, но растворяться летом. При низких температурах растворимость CO2 сильно возрастает, поэтому растворение карбоната (и бикарбоната) кальция в холодных водах усиливается и, наоборот, повышение температуры приводит к осаждению этих солей. Температура оказывает также влияние на состав смешанных кристаллов и твердых растворов Карбонат раковин при низких температурах обогащается MgO; низкотемпературные аутигенные плагиоклазы представлены почти чистым альбитом, тогда как, образуясь при более высоких температурах, они содержат больше извести. Влияние температуры на вязкость воды, хотя его и легко оценить, по-видимому, не имеет геологического значения. Однако, если температура падает ниже точки замерзания, влияние ее на воду огромно. Отложения глетчеров и ледников образуются только при весьма низких температурах.

Критерии для определения температур прошлого (или палеотемператур) могут быть геологическими, минералогическими и экологическими. Геологическое свидетельство ледниковых температур — тиллиты и пеллодиты. Критерии для распознавания тиллитов и основные признаки пеллодитов (ленточных глин, отложенных в ледниковых озерах) были рассмотрены выше. Уверенная идентификация этих осадков является нелегким делом. Тиллиты легко спутать с весьма похожими на них тиллоидами; единственным же определенным критерием отложений ледниковых озер являются валуны, перенесенные айсбергами, однако поскольку известны и другие агенты, способные перемещать валуны, то и этот признак неоднозначен

Минералогические или химические критерии оценки температуры четко не сформулированы и не полностью изолированы от других климатических факторов. Красную окраску многих пород и, следовательно, красную пигментацию многих осадков, по-видимому, можно коррелировать с географической широтой, а следовательно, и с температурой. Красная пигментация в связи с сильным окислением характерна для многих почв в низких широтах; почвы в более высоких широтах не имеют такой окраски По-видимому, цвет связан со степенью окисления гумуса в почве. Гумус препятствует окислению железа, его деструкция делает окисление возможным.

Хотя состав определенных твердых растворов — функция температуры, использования его в качестве геологического термометра не имело успеха при попытках установить различие между высокими и низкими значениями температуры в ограниченном интервале температур, преобладающих на поверхности Земли. Предполагается, что стабильность некоторых гидратов контролируется температурой. При относительно повышенных температурах отлагается скорее ангидрит, чем гипс.

В последнее время предпринимаются попытки измерять палеотемпературы путем фракционирования изотопов 16O и 18O при температурном контроле. Поскольку экспериментально и теоретически можно доказать, что соотношение этих изотопов зависит от температуры, определим, при какой температуре образовался тот или иной минерал, если на это соотношение не влияли постседиментационные изменения или замещения. Некоторый успех был достигнут при определении температур образования раковин некоторых белемнитов и других ископаемых (см. также рис. 15-5).

В качестве свидетельств палеотемператур использовались также фауна и флора. Весьма вероятно, что по меньшей мере для третичных отложений можно установить заметное различие между фауной теплых и холодных вод. В частности, для установления палеотемператур можно использовать фораминиферы, хотя при этом следует уделять большое внимание вопросам отличия поверхностных форм от донных, а также эндемичных (местных) форм от транспортированных. Определение температуры на основании биологических критериев в древних формациях затруднительно, кроме того, во всех случаях биос в большей степени подвержен влиянию экологических факторов, чем температуры. Эти осложнения весьма затрудняют интерпретацию.



Из вышеприведенного обзора параметров обстановки осадконакопления и оценки критериев, применяемых для установления этих параметров, следует, что используемые признаки — структурные, минералогические, текстурные или биологические, как правило, не дают однозначного ответа.

Следует иметь в виду два момента. Во-первых, некоторые параметры — физические, химические и биологические — не являются полностью независимыми. До некоторой степени они взаимозависимы. Это в особенности относится к биосу. Фауна и флора очень чувствительны к таким факторам, как турбулентность, глубина моря, соленость и температура. Органический мир, в свою очередь, может влиять на турбулентность (тормозящий эффект), изменять Eh и pH (в особенности Eh) и способствовать эвтрофикации, что приводит к преобразованию характера самого животного и растительного мира Даже физические и химические параметры могут влиять друг на друга. Соленость в случае ее расслоения, например, когда слой пресной воды покрывает слой соленой воды, может привести к возникновению восстановительных условий на глубине. Высокая турбулентность несовместима с низким Eh и т. д. Более того, накопление осадков может изменить глубину, а это, в свою очередь, может привести к изменению силы, направления и турбулентности течения. Таким образом, существует то, что принято называть обратной связью. Короче говоря, под влиянием внутренних и внешних факторов параметры обстановки осадконакопления со временем могут меняться.

Второе обстоятельство, которое мы должны иметь в виду, заключается в том, что с помощью этих параметров нельзя точно идентифицировать обстановку осадконакопления. За исключением некоторых, весьма ограниченных зон, параметры в пределах той или иной обстановки осадконакопления, например в условиях приливной равнины или в пределах большого озера, могут меняться в очень широких пределах. Даже в том случае, если температура, соленость, pH и Eh носят специфический характер, нельзя быть уверенным в том, имеешь ли дело с эстуарием, внутренним морем, лагуной или другим комплексом условий оснадконакопления. Некоторые озера бывают очень солеными, другие—-пресными. В некоторых лагунах вода солоноватая, в других — мы встречаемся с рассолами. Некоторые из них хорошо аэрированы, в других господствуют восстановительные условия. Следовательно, если даже нам удастся оценить все параметры, результат будет не очень значительным. Поэтому мы должны искать какие-то другие критерии, cпособные более точно охарактеризовать обстановку осадконакопления. Очевидно, нам требуется какой-то новый подход к анализу обстановки осадконакопления, поскольку структуры, текстуры и минералогический состав как критерии не заслуживают особого доверия. Даже ископаемые органические формы могут оказаться перенесенными и, следовательно, вводящими в заблуждение. Наиболее плодотворным подходом является использование вертикальных разрезов и изучение геометрии осадочных тел. Этот подход к проблеме анализа обстановки осадконакопления означает возврат к полевым исследованиям и меньшую зависимость от результатов лабораторного анализа образцов. Он требует проведения тщательных замеров, изучения стратиграфических разрезов и картирования осадочных тел.