Геология четвертичных отложений / КУРС ЛЕКЦИЙ / QUARTER LAST

§Какие методы наиболее эффективны для глобальной стратиграфии четвертичных отложений?

§На какие группы разделяются геохронологические методы?

§Какой из радиоизотопных методов обладает наибольшей точностью и к каким породам он применим?

2. 3. Методы исследования генезиса отложений

Методы исследования генезиса отложений объединяют совокупность литолого-петрографических, геоморфологических, геохимических и прочих исследований. Большинство из них могут дать информацию не только о генезисе образований, но и о климатических условиях времени их накопления – значит, оказать помощь в решении стратиграфических проблем. Чаще других применяются литолого-петрографические и геоморфологические группы методов.

Литолого-петрографические методы посвящены изучению веществен-

ного состава, особенностей структур и текстур горных пород.

2. 3. 1. Гранулометрический анализ

Гранулометрический анализ позволяет получить упорядоченную информацию о размере частиц, слагающих осадок. Большинство четвертичных образований являются продуктами физического разрушения, которые подверглись переотложению экзогенными агентами. Гораздо меньший объем занимают хемогенные и органогенные накопления. Для терригенных пород разработано большое количество классификаций, базирующихся на двух принципах разделения частиц по диаметру. Первый принцип – десятичный: выделяются группы обломков, отличающиеся по диаметру в 10 раз. Второй принцип – генетический: учитываются физические свойства частиц, динамика их осаждения и др.

Во всех систематиках обломки делятся по размеру на четыре группы: грубообломочные (псефиты), песчаные (псаммиты), пылеватые (алеври- ты), глинистые (пелиты). Проводя гранулометрический анализ необходимо учитывать, что осадок может быть сложен либо однородными по диаметру частицами, либо смесью обломков разного размера. В первом случае применима десятичная шкала Л. Б. Рухина (табл. 1); во втором – двухмерная шкала Н. М. Сибирцева, основанная на процентном содержании алевритовых и глинистых частиц (табл. 2).

23

						Таблица 1
		Гранулометрическая классификация обломочных и глинистых пород
			однородного по размеру состава (по Л. Б. Рухину, 1953 г.)
		Группы		Название обломков	Название рыхлых пород*
	Диаметр час-	пород			Сложенных окатанными об-	Сложенных угловатыми
	тиц, мм				ломками	обломками
	> 1 000			Глыбы	Глыбовые валунники	Скопление глыб
				Валуны:	Валунники:	Скопление глыб:
	1000–500	Грубообломочные		крупные	крупные	крупных
	500–250			средние	средние	средних
	250–100			мелкие	мелкие	мелких
				Галька:	Галечник:	Щебень:
	100–50			крупная	крупный	крупный
	50–25			средняя	средний	средний
	25–10			мелкая	мелкий	мелкий
	10–5			Гравийные зерна:	Гравий:	Дресва:
				крупные	крупнозернистый	крупнозернистая
	5–2
				средние	среднезернистый	среднезернистая
	2–1
				мелкие	мелкозернистый	мелкозернистая
		-		Песчаные зерна:	Пески:
	1–0,5			крупные	крупнозернистые
		Песча	ные
	0,5–0,25			средние	среднезернистые
	0,25–0,1			мелкие	мелкозернистые
		-		Алевритовые	Алевриты:
				частицы
	0,1–0,05	Алеври	товые
				крупные	крупнозернистые (тонкозернистые пески)
	0,05–0,005
				средние	среднезернистые
	0,005–0,001
				мелкие**	мелкозернистые
		Глини-		Глинистые	Глины
	<0,001	стые		частицы**

*Для сцементированных пород приняты следующие названия: грубообломочных, сложенных угловатыми частицами – брекчии; окатанными – конгломераты; пескам соответствуют песчаники, алевритам – алевролиты, глинам – аргиллиты.

**На практике к алевритам обычно относят обломки диаметром от 0,1 до 0,01 мм; к глинистым частицам – менее 0,01 мм.

Практической основой такого разделения служат гранулометрические анализы: полевые и лабораторные. Среди полевых шире всего используются визуальный и ситовой.

24

Таблица 2

Сопоставление классификаций рыхлых пород смешанного состава

Содержание частиц	По Н. М. Сибирцеву	По Л. Б. Рухину
размером 0, 01 мм, %
До 5	Песок	Песок
5 – 10	Песок глинистый	Песок глинистый
10 – 20	Супесь грубая	Алевриты грубозернистые
		(тонкозернистые пески)
20 – 30	Супесь тонкая	Алевриты крупнозернистые
30 – 40	Суглинок грубый	Алевриты мелкозернистые
40 – 50	Суглинок тонкий	Алевриты тонкозернистые
50 – 60	Глина грубая	Глина песчанистая
60 – 75	Глина тонкая	Глина алевритистая
75 и более	Глина типичная	Глина типичная

2. 3. 2. Петрографический и минералогический анализы

Петрографический и минералогический анализы играют первостепен-

ную роль в литолого-петрографическом изучении пород. Породообразующие и акцессорные минералы делятся на две группы: аллотигенную и аутигенную. Аллотигенные минералы принесены динамическими агентами издали, из районов разрушения горных пород. Аутиненные минералы возникают в осадке при его накоплении и диагенезе. Следовательно, изучение минералогического и петрографического состава помогает выявлять: области денудации и сноса; динамику процессов денудации; перспективность региона на наличие полезных ископаемых, а также непосредственно разведывать месторождения. Петрографические и минералогические методы необходимы при проведении палеогеографических реконструкций и стратиграфическом расчленении отложений. Минералогический и петрографический состав обломков зависит от следующих факторов:

−климата, определяющего процессы и продукты выветривания;

−величины денудационного среза, обуславливающей вертикальную и горизонтальную зональность продуктов разрушения;

−динамики геологических агентов, транспортирующих и сортирующих обломки;

−миграционных свойств пород и минералов.

При анализе миграционных свойств используются понятия абразионной прочности (способности обломков противостоять разрушению при транс-

25

портировке) и миграционной способности (максимального расстояния транспортировки обломков). Миграционная способность минералов прямо пропорциональна их абразионной прочности и обратно пропорциональна удельному весу. Максимальной миграционной способностью обладают самые прочные и легкие минералы и породы. По миграционной способности их можно разделить на пять групп – от весьма высокой до низкой. Так, весьма высокой миграционной способностью среди минералов отличаются кварц и кислые плагиоклазы, а в числе горных пород – халцедоны, яшмы, кварциты. В группах низкой миграционной способности значатся гипс, доломит и кальцит, а также мергели, известняки и мраморы.

Примером использования минералого-петрографических анализов в геологии четвертичных отложений служит метод изучения руководящих валу- нов. Метод разработан для областей покровных оледенений – он позволяет выявлять области ледниковой экзарации и сноса, восстанавливать направление движения ледниковых потоков.

Главная закономерность распределения обломков в четвертичной толще

– уменьшение содержания обломков с высокой миграционной способностью вверх по разрезу. Так, в отложениях нижнего плейстоцена на их долю приходится 50 – 60 % от всех обломков, а в осадках верхнего плейстоцена лишь 25 – 35 % [19].

2. 3. 3. Изучение формы обломков и окраски пород

Изучение формы обломков поставляет информацию об агенте, их транспортировавшем, и о дальности переноса. Макроскопически определяют форму псефитов, микроскопически – мелких частиц. В целом обломки разделяют на окатанные и угловатые. Степень окатанности может сильно различаться – она зависит от динамических характеристик агента, дальности переноса, изначальной формы и миграционной способности обломков. Сильнее всего окатывает обломки текучая вода. Форма галек определяется силой потока и характером движения воды. Так, при возвратнопоступательном волновом перемещении в зонах морских и озерных пляжей образуется дисковидная галька. При поступательном движении руслового потока галька приобретает форму трехосного эллипсоида. Перенесенные ледником обломки обретают утюгообразные очертания, а подвергшиеся ветровой корразии камни – пирамидальную.

Скорость истирания обломков зависит от их состава, массы и первоначальных размеров. Быстрее и сильнее всего окатываются крупные обломки мягких пород: доказано, что активнее всего они истираются на первых 60–

26

100 км пути, а после 200 км переноса форма почти не меняется [20]. Для существенного изменения очертаний песчинок требуется либо транспортировка не менее чем на 700 км, либо многократное переотложение.

Исследование окраски помогает определять вещественный состав и условия образования пород. В зависимости от времени и причины возникновения, выделяют три типа окраски: первичный, сингенетический, вторичный.

Первичная (унаследованная) окраска зависит от цвета породообразую-

щих обломков. Породы приобретают ее или в результате господства физического выветривания, или при очень быстром накоплении и захоронении осадка. Первичная белая окраска песков четвертичной толщи Беларуси свидетельствует о преобладании кварца, желтоватая – об участии ортоклаза, зеленоватая – глауконита.

Сингенетическая окраска формируется одновременно с накоплением осадка. Она всегда заполняет весь слой и зависит от трех факторов: от цвета породообразующих обломков, от их размера, а также от цвета цементирующего вещества. Чем меньше диаметр обломков, тем порода темнее. Сингенетический красно-желтый и красный цвет возникает при седиментации в жарком влажном и переменно-влажном климате; ржаво-бурый до маслянисто-черного – в засушливом климате; оттенки сизого цвета свойственны застойно-водным аккумуляциям.

Вторичная окраска формируется гипергенными процессами, после накопления осадка. Вторичная окраска распространяется на разную глубину, никак не согласуясь со слоистостью отложений, поскольку гипергенные процессы больше зависят от климата и времени, чем от состава пород. Темно-серый и черный цвет обусловлен пропиткой пород битумом, или растворами, содержащими сернистое железо или соли марганца.

2. 3. 4. Исследование текстур четвертичных отложений

Исследование текстур четвертичных отложений позволяет восстанав-

ливать условия осадконакопления. Под текстурой понимают совокупность признаков строения горных пород, обусловленных ориентировкой, относительным расположением и распределением составных частей осадочной породы. В зависимости от времени и причины формирования, текстуры разделяют на три группы: первичные, вторичные и эпигенетические.

Первичные текстуры возникают в процессе осадконакопления, и отражают особенности динамики геологического агента – например, образова-

27

ние горизонтальной слоистости в стоячей воде или косой слоистости в водном потоке.

Вторичные текстуры сингенетичны (одновременны) осадконакоплению, но формируются процессами, не связанными с деятельностью главного агента седиментации – например, в перигляциальных условиях накопление делювия сопровождается одновременным возникновением в нем ледяных жил.

Эпигенетические текстуры связаны с процессами постседиментационного преобразования осадка – образование трещин усыхания на поверхности такыра в жарких пустынях.

Среди вторичных и эпигенетических текстур наиболее распространены те, которые связаны с процессами мерзлотными и гравитационными.

Наибольшее внимание следует уделять изучению первичных текстур, которые проявляются в слоистости горных пород. Различают слоистость внешнюю и внутреннюю.

Внешняя слоистость, или собственно слоистость, выражена чередова-

нием слоев, отличающихся составом, цветом и др. Каждый слой возникает при изменении географических условий аккумуляции. Например, после перехода речного русла в состояние старицы, слой руслового аллювия перекроется слоем озерных отложений. Границы между слоями называют слоевыми швами – они бывают четкими (резкими) и нечеткими (постепенными). В зависимости от мощности слоев, слоистость разделяют на массивную (>50 см), крупнослоистую (50 – 10 см), среднеслоистую (10 – 2 см), тонкослоистую (2 – 0,2 см), микрослоистую (< 1 мм).

Внутренняя слоистость (слойчатость) наблюдается внутри слоев и представлена слойками. Слойки образуются при кратковременных пульсациях транспортирующего агента, но в неизменной фациальной обстановке. Например, рекой накапливается слой руслового аллювия, в котором заметна косая слойчатость. Ритмичность пульсаций ведет к тому, что слойки в разрезе многократно повторяются, и группируются в серии. Границы между сериями слойков называются серийными швами. Выделяют четыре главных типа внутренней слоистости: косая, косоволнистая, волнистая, горизонтальная. Каждый тип делится на подтипы, виды и разновидности. Косая слоистость возникает при высоких скоростях перемещения обломков (рис. 1). При косой слоистости слойки лежат под значительным углом к серийным швам, границы слойков ровные, а направление падения совпадает с направлением движения потока. Для русловых отложений наиболее характерен диагональный подтип косой слоистости: границы серий ровные, наклон слойков одинаков (рис. 1а). Дельтовым осадкам свойственен

28

флексурообразный подтип: границы серий также ровные, но слойки изогнуты в виде буквы S (рис. 1б). В эоловых отложениях нередко выражен перекрестный (клиновидный) подтип: серийные швы часто срезают друг друга, а рисунок слойков самый разный (рис. 1г). Делювиальные накопления отличаются весьма сложной черепитчато-линзовидной слоистостью: слои смытых осадков чередуются со слоями погребенных почв, границы слоев параллельны поверхности склона, косослоистые серии маломощные и очень короткие, ориентировка серийных швов быстро меняется.

Рис. 1. Типы косой слоистости [20]:

а – диагональная; б – параллельная флексурообразная; в – мульдообразная; г – перекрестная (клиновидная)

Косоволнистый тип формируется при умеренных скоростях. Серийные швы изогнутые, сами слойки тоже могут изгибаться – чем ниже скорость, тем сильнее изгиб и меньше угол их наклона.

Волнистая слоистость характерна малым скоростям. Границы слойков

исерийных швов изгибаются и могут залегать почти горизонтально. Горизонтальная слоистость возникает в спокойных условиях осадкона-

копления (ложе океана, глубоководная часть озера, болото).

Существуют отложения, в которых внутренняя слоистость может отсутствовать. К их числу нередко относятся моренные, обвально-осыпные, и практически всегда – лессы. По мнению Н. Б. Вассоевича, их текстуру следует называть слоеватой. Такое определение представляется не слишком удачным – гораздо лучше по отношению к неслоистым осадкам использо-

вать термин “массивная текстура” [17].

29

Кроме слоистости, необходимо исследовать ориентировку длинных осей крупных обломков. Установлены следующие закономерности ориентировки галек. Гальки морских и озерных пляжей вытянуты длинными осями параллельно берегу. Гальки русловых потоков в области стрежня ориентированы по направлению течения, а близ берега – под углом. Гальки донной морены вытянуты по направлению движения ледника.

2. 4. Геоморфологические методы

Геоморфологические методы, используемые в четвертичной геологии, по-своему уникальны – они позволяют решать обе важнейших задачи: производить стратиграфическое расчленение поверхностных отложений и выявлять их генезис. Широкий спектр их возможностей объясняется тесной связью между геологическими и геоморфологическими процессами. Иными словами, определенные процессы разрушения и накопления ведут к образованию конкретных типов и форм рельефа.

На такую взаимосвязь опираются методы определения генезиса отло- жений (морфогенетической диагностики). Например, экзарационная дея-

тельность горного ледника, спускающегося по речной долине, приведет к возникновению троговой долины, обладающей закономерными особенностями строения. При таянии ледника у его края накопятся несортированные конечно-моренные отложения, представленные в рельефе асимметричными валами, ориентированными поперек долины. Таким образом, размещение и морфологические особенности аккумулятивных форм явятся индикаторами генезиса отложений.

Методы изучения морфологии геологических тел используются для вы-

явления характера слагающих их отложений: анализируется геометрия, морфометрия и морфография рельефа. Формам и элементам рельефа дается количественная характеристика (высота, длина, уклон поверхности и проч.). Такие исследования проводятся инструментально: либо в полевых условиях, либо в камеральных – путем замеров по топокартам, аэро- и космическим снимкам.

Методы определения относительного возраста отложений использу-

ются для стратиграфии, и базируются на установлении относительного возраста форм рельефа. Метод возрастных рубежей позволяет устанавливать возраст аккумулятивной формы: для этого нужно знать возраст прилегающих к ней форм, идентичных по генезису, но возникших раньше и позже изучаемой. Метод наложенных форм отличается меньшей точностью: для выявления относительного возраста наложенной формы надо

30

знать возраст погребенной под нею формы (и наоборот). Метод аналогий обладает еще меньшей точностью. Если на территориях, сходных геоморфологически, геологически и географически, представлены идентичные формы рельефа, сложенные одинаковыми горными породами, и в одной степени денудированными, то возраст этих форм совпадает. Примерно тем же уровнем точности обладает и метод анализа степени денудированно-

сти – чем раньше возникла какая-либо форма рельефа, тем дольше на нее воздействовали процессы денудации. Среди однородных, находящихся в одинаковых условиях форм рельефа древнейшей будет та, которая сильнее изменена денудацией. Старым положительным формам свойственны уплощенные вершины, пологие склоны и большая мощность делювиального шлейфа у подножья.

Кроме перечисленных, в исследовании четвертичных отложений применяются методы археологические, палеокриологические, геофизические и геохимические, а также целый ряд других, анализу которых посвящена специальная литература.

Контрольные вопросы

§От каких факторов зависит вещественный состав четвертичных пород?

§Какие существуют взаимосвязи между вещественным составом, окраской и текстурой пород?

§Какие выделяются типы окраски и текстур, и о чем свидетельствуют эти характеристики?

§В чем состоит специфика применения геоморфологических методов

3.ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЛЕДНИКАХ

3. 1. Образование, динамика и типы ледников

Ледником (глетчером) называется природное скопление движущегося льда территории суши. Сейчас ледниками охвачено почти 15 млн. км2, то есть около 11 % площади суши Земли. Еще 14 % суши сковано многолетней мерзлотой, причем большая часть мерзлотной (криогенной) зоны приурочена к Евразии и Северной Америке. Около 25 % поверхности Мирового океана занято плавучими льдами.

Образование ледников происходит благодаря скоплению и последующей трансформации снега. Этот процесс иначе называют метаморфи-

31

зацией или фирнизацией снега. Для накопления 1 м3 ледника расходуется около 10 – 11 м3 снега. Факторами образования глетчеров являются атмо-

сферные осадки, выпадающие в виде снега, и низкие температуры, не позволяющие выпавшему за год снегу полностью растаять. Следовательно, оледенение развивается при сочетании отрицательных температур с высокой влажностью воздуха. В таких условиях обильны снегопады, и поэтому выше снеговой линии ледник растет быстро (снеговой линией, или грани- цей, называют линию, соединяющую высоты, на которых приход и расход снега за год равны). При дефиците водяного пара даже экстремально низкие температуры не обеспечат развития крупного ледника.

Ледниковый метаморфизм протекает по схеме: снег – фирн (зернистый лед) – глетчер (ледниковый лед). Продолжительность метаморфизма зависит от климатических условий. Соответственно климату, выделяют два типа фирнизации: холодный и теплый.

Фирнизация холодного (рекристаллизационного) типа заключается в уплотнении снега под действием силы тяжести – этот процесс называется рекристаллизацией. Протекает она медленно, в условиях круглогодичных отрицательных температур, поэтому холодный тип льдообразования свойственен самым высоким широтам (покровные ледники Антарктиды). В морозных условиях может наблюдаться и явление сублимации – сухой возгонки снега при отрицательных температурах, когда снег переходит в пар, а пар, поднявшись в воздух, вновь замерзает, и на поверхность падают кристаллы льда. В рекристаллизационном льде содержится много мелких воздушных пузырьков, унаследованных от снега. Они придают глетчеру низкую плотность – около 0,75 г/см3, и молочно-белый цвет.

Фирнизация теплого (инфильтрационного) типа идет гораздо быстрее

– при оттепелях талые воды пропитывают снег и выдавливают из него воздух, снежная масса тяжелеет и проседает, а потом замерзает. Возникает фирн темно-синего цвета. Со временем он превращается в изумруднозеленый глетчерный лед, состоящий из плотно упакованных равновеликих кристаллов – по форме они резко отличаются от удлиненных (игольчатых или призматических) кристаллов льда озерного и морского. Плотность инфильтрационных льдов достигает 0,9 г/см3. Такими “теплыми” льдами сложена большая часть горных ледников планеты. Кроме того, плотно упакованные кристаллы льда могут формироваться в самой талой воде – такое явление называют конжеляцией. В конжеляционном льде содержание воздуха минимально, поэтому плотность его превышает 0,9 г/см3.

Продолжительность фирнизации зависит от мощности снегового покрова и от температуры: чем выше температура и влажность воздуха, тем

32