Головна » Статті » Теорія географії » Геологія [ Додати статтю ]

Методи відтворення палеогеографічних обстановок. Частина 2.
 палеогеографія, методи дослідження, фаціальний аналіз, формації, рухи земної кори    Фаціальний аналіз. Фаціальний аналіз умовно поділяють на літологічний та біономічний аналізи, тісно взаємопов'язані між собою.

  При літологічному аналізі фації визначаються в основному за структурними та текстурними особливостями порід, крім цього важливими критеріями є також мінералогічний склад, колір порід, наявність перерв в осадконагромадженні тощо.

  Так, серед текстур розрізняють внутрішарові текстури та текстури поверхонь нашарування. Внутрішарові текстури бувають масивними і верствуватими (горизонтально- та косоверствуватими).

 Горизонтальна верствуватість у породах свідчить про формування їх у спокійній обстановці, коса - вказує про нагромадження осадків при русі води, чи при вітрі. В річкових відкладах, наприклад, проверстки нахилені в один бік під кутом 20-300, в дельтових - спостерігається різнонаправлена верствуватість, чергуються горизонтальні і косонаправлені серії проверстків, в дюнах і барханах коса верствуватість показує переважаючий напрям вітрів у час формування осадків і т.д.

  До текстур поверхонь нашарування відносяться різноманітні знаки (органічного чи неорганічного походження): знаки брижів, тріщини висихання, відбитки крапель дощу, граду, сліди життєдіяльності різноманітних організмів (сліди повзання, заривання, відбитки лап четвероногих, птахів тощо), а також гієрогліфи - сліди невстановленого походження. Наприклад, знаки брижів чітко вказують на обстановку осадконакопичення: симетричні брижі - типові лише для водного середовища, несиметричні можуть формуватись і вітром і в прибережних умовах. Розрізняють їх за індексом брижів (відношення ширини валика до його висоти): у водних брижів він коливається від 5 до 10, у вітрових - від 20 до 50. Текстури поверхонь нашарування дають також цінні відомості для палеокліматичних реконструкцій.

  При вивченні структурних особливостей уламкових порід звертають увагу на розміри, склад, ступінь відсортованості, форму, ступінь обкатаності, характер поверхні та розміщення уламкового матеріалу, склад та кількість цементуючої маси тощо. За цими ознаками встановлюють характер і швидкість осадконакопичення, глибину водойми, тривалість переносу відкладеного матеріалу і т.ін.

 Відомо, наприклад, що розмір уламків порід залежить від рельєфу та віддаленості від області живлення (області розмиву), ступінь обкатаності уламків дозволяє судити про швидкість та тривалість переносу, склад уламків дає уявлення про середовище і клімат територій, де проходило осадконагромадження, розміщення уламкового матеріалу дозволяє встановлювати напрямок руху води і т.д.

  Індикатором середовища осадконакопичення може служити в багатьох випадках забарвлення порід. Так, первинно-білий колір мають породи (крейда, вапняки, доломіти, солі) сформовані в арідних умовах. Строкатими кольорами відрізняються осадки пустель ( червоні, коричневі, бурі). Зелений колір часто буває обумовлений наявністю в породі глауконіту - мінерала типового для морських обстановок. Сірий і чорний колір може вказувати на високий вміст в породі органічних речовин, чи формування їх у відновних умовах.

  Біономічний аналіз заключається у відтворенні палеогеографічних обстановок за викопними органічними рештками. При проведенні таких реконструкцій необхідно мати уявлення про умови життя рослинних і тваринних організмів, про фактори, що визначають їх розселення і розвиток. Вивчають в основному представників морського бентосу, які заселяють морське дно у вигляді біоценозів, у які входять різні організми, тісно пов'язані один з одним єдиним місцем поселення. Склад біоценозів визначається фізико-географічним середовищем і міняється із зміною глибини, температури, солоності води, газового режиму, руху води, характеру дна тощо.

  Звичайно розрізняють два види захоронень органічних решток: викопні біоценози, тобто захоронення організмів на місці їхнього замешкання і танатоценози, під якими розуміють захоронення утворені внаслідок переносу, організми в них пов'язані лише спільним місцем захоронення, а не поселення. Важливе значення для палеогеографії мають біоценози, за танатоценозами визначають лише обстановку захоронення. Тому завданням дослідників є визначення первісного складу викопних біоценозів, встановлення за даним біоценозом біономічної зони моря (літораль, сублітораль, батіаль, абісаль), а разом з цим фізико-географічних умов середовища поселення. Насамперед вивчають окремі організми, що входять у палеобіоценоз, потім переходять до вивчення екологічних груп організмів і, нарешті, до вивчення біоценозу в цілому.

  Важливі відомості про середовище можна отримати вивчаючи сліди життєдіяльності організмів: сліди повзання по дну, сліди заривання, нірки - свердління у скельних породах, сліди приростання черепашок, відбитки лап рептилій, амфібій, птахів і т.ін.

 Вони вказують на характер середовища (водне, повітряне), газовий режим, динаміку придонних течій, характер дна тощо.

  Достовірні висновки про характер фізико-географічного середовища отримують при поєднанні літологічного та біономічного аналізів.

  Для палеокліматичних реконструкцій при фаціальному аналізі служать так звані породи-індикатори клімату: льодовикового - морена; гумідного - вугленосні товщі, осадові руди заліза, марганцю, боксити, кора хімічного вивітрювання; арідного - галогенні відклади (гіпси, ангідрити, флюорит, целестин, кам'яна і калійна солі), червоноколірні карбонати. Морські фосфорити і карбонатні породи хімічного походження вказують на теплий чи жаркий клімат.

 На жаркий клімат вказують і оолітові вапняки.  Із організмів для палеокліматичних реконструкцій найбільше значення мають наземні форми, особливо рослини, тому що за ними часто судять не лише про температурні умови, але й про вологість кліматів минулого. Особливо часто для таких потреб використовують спорово-пилковий аналіз.

  За даними фаціального аналізу будують палеогеографічні карти, де, по можливості, якнайдетальніше відображають фізико-географічні умови утворення досліджуваних порід. Карти складаються для різних відрізків часу, як коротких (вік, час), так і досить тривалих (епоха). На дрібномасштабних палеогеографічних картах, складених для значних за площею територій для епох, показують контури древніх континентів і морських басейнів, а також області нагромадження основних типів осадків - вугленосних, соленосних, вулканічних, льодовикових тощо . На крупномасштабних картах показують розподіл суші і моря, рельєф суші і морського дна, контури озер і давні річкові долини, розміщення вулканів, глибини басейнів, напрямки течій і вітрів, межі кліматичних і біогеографічних зон тощо. Окрім чисто теоретичного призначення (для потреб історичної геології та палеонтології), палеогеографічні карти використовуються і в практичній геології, наприклад, при виборі напрямків пошуків родовищ корисних копалин і ін. Складені на даний час для великих територій Атласи літолого-палеогеографічних карт (наприклад, Атлас палеогеографічних карт Української і Молдавської РСР (1960)) дають змогу з достатньою достовірністю розшифровувати складну історію еволюції фізико-географічного середовища окремих регіонів.

   Поняття про формації. Більшість дослідників під формацією розуміють комплекс генетично взаємопов'язаних фацій, тобто це товщі гірських порід різного літологічного складу, сформовані в умовах певного фізико-географічного і тектонічного режиму. Ці товщі відповідають певним стадіям розвитку великих структурних елементів земної кори (платформ, геосинкліналей,  орогенів,  серединно-океанічних хребтів, океанічних плит).

  За складом переважаючих фацій формації ділять на магматичні, метаморфічні і осадові ( в тім числі і вулканогенно-осадові). Головними факторами, що визначають формування стійких асоціацій осадових порід є тектонічна обстановка і клімат. Так, в залежності від тектонічного режиму серед осадових формацій виділяють геосинклінальні, орогенні (перехідні) та платформені.

  Аналіз формацій дозволяє реконструювати не тільки фізико-географічні (палеоландшафтні) умови геологічного минулого, але й відтворювати характер загального тектонічного режиму певних великих територій. Крім цього, вивчення формацій має і практичне значення, тому що кожному типу формацій властивий свій комплекс корисних копалин.

  Геосинклінальні формації відрізняються смугастим поширенням (при довжині більше 1000 км, ширина не перевищує десятків і сотень кілометрів), великою потужністю (як правило, тисячі метрів), переважно глибоководними умовами нагромадження і цілим рядом інших ознак. Типовими геосинклінальними формаціями є сланцева, кремнисто-вулканогенна, флішева та вапнякова.

  Сланцева (аспідна) формація характерна для міогеосинкліналей, тобто формується в умовах континентального схилу і підніжжя, а також ложа окраїнних морів в гумідному поясі на ранньогеосинклінальній стадії. Складена в основному глинистими породами, в меншій мірі пісковиками і алевролітами, забарвленими в темно-сірі і чорні кольори - звідси і її назва - аспідна. З породами формації пов'язані родовища сульфідів міді, свинцю, цинку і ін.

  Кремнисто-вулканогенна формація утворюється також на ранньогеосинклінальній стадії і складена кремнистими сланцями, яшмами, пов'язаними із продуктами підводного вулканізму - базальтами, андезитами, спілітами тощо. В основному це глибоководні породи. З породами формації генетично пов'язані великі родовища залізних і марганцевих руд, зокрема, залізисто-кремнисті породи (джеспіліти), відомі у Кривому Розі чи Кременчуку.

  Флішова формація - це потужні товщі морських осадових відкладів з характерною дрібною ритмічністю. Звичайні флішові ритми складаються із 3-5 порід (наприклад, аргіліт, алевроліт, пісковик). Відомий як теригенний, так і карбонатний фліш.

 Ритмічність багатокілометрових флішових товщ пов'язують із періодичними тектонічними рухами, а нагромадження їх проходить на пізньогеосинклінальній стадії в умовах континентального підніжжя чи в глибоководних жолобах. Флішові відклади в цілому бідні на корисні копалини, інколи до них приурочені нафтогазові родовища.

  Вапнякова формація теж утворюється на пізній стадії розвитку геосинкліналей, часто одночасно із флішовою. Основні породи - вапняки. Відкладаються в западинах окраїнних морів при тропічному чи субтропічному кліматі.

  Для орогенних формацій властиві: широке розповсюдження грубоуламкових порід, дуже значні потужності і великий діапазон фізико-географічних умов формування - від морських до наземних.

 Виділяють дві основні орогенні формації: нижню та верхню моласові.

  Нижня моласова формація складена пісковиками, глинами, мергелями найчастіше сірого, чи сірозеленого кольору. Утворюється на ранньоорогенній стадії в крайових чи внутрішніх прогинах. В гумідних умовах з нижньою моласою часто пов'язане формування паралічних вугленосних відкладів (заболочені приморські рівнини) і нафтоматеринських порід (морські чи дельтові умови), в арідному кліматі - утворюються лагунні соленосні осадки з гіпсами, ангідритами, кам'яною та калійною солями.

  Верхня моласа формується в наземних умовах (передгірні та міжгірні алювіально-озерні рівнини, конуси виносу) в передових та міжгірних прогинах на пізньоорогенній стадії. В гумідному поясі до неї приурочені поклади лімнічного вугілля, в арідному формуються червоноколірні грубоуламкові осадки. Основні породи формації - конгломерати, пісковики, алевроліти, глини.

  Особливостями платформенних формацій є: незначні потужності (найчастіше - десятки і сотні метрів), переважання континентальних, лагунних і морських мілководних фацій, невитриманість і строкатість складу, значні площі поширення тощо. Кількість платформених формацій дуже велика і провідну роль у їх формуванні відіграють кліматичні умови.

  Формування чохла платформи, як правило, починається із утворення континентальної уламкової формації (піски, алевроліти, глини, конгломерати) строкатоколірної чи червоноколірної в арідних умовах і сірої в гумідних. Утворення відбувається в авлакогенах в лагунних чи внутрішньоматерикових водоймах. Корисні копалини: боксити, оолітові залізні руди, каоліни.

  В умовах жаркого чи помірного клімату на прибережних рівнинах, що періодично затоплюються морем, може нагромаджуватись паралічна вугленосна формація з покладами вугілля, залізних руд.

  В кінці ранньої стадії формування чохла платформи утворюється морська трансгресивна піщано-глиниста формація, яка представлена пісковиками, алевролітами, аргілітами, рідше мергелями, вапняками, сформованими в умовах неглибокого відкритого моря. До порід формації приурочені поклади жовнових фосфоритів, оолітових залізних руд, горючих сланців.

  Максимальному розвитку трансгресій на платформах відповідають платформені карбонатні формації, які утворюються в умовах відкритих, відносно глибоководних епіконтинентальних морів. При цьому в гумідних зонах відкладаються вапняки, мергелі, крейда, а в арідних окрім органогенних вапняків, осаджуються також гіпси та доломіти. З формацією можуть бути зв'язані поклади нафти і газу.

  Типовою для платформ є також трапова формація, яка утворюється при наземних вулканічних виверженнях і складена долеритами, діабазами, базальтами та їх туфами.

  Методи відтворення рухів земної кори. Протягом тривалої історії свого розвитку кора неодноразово переживала тектонічні рухи, які змінювали первісне горизонтальне залягання верств, нахиляючи їх в одному випадку і зминаючи в складки в іншому. тектонічні рухи призводили до підняття чи опускання часом дуже обширних територій, що в свою чергу, спричиняло трансгресії чи регресії моря, тобто змінювало фізико-географічні умови регіонів. Тому важливо відтворити час прояву тектонічних рухів, їх амплітуду і характер. Як відомо, серед тектонічних рухів розрізняють два основних типи: коливні та дислокаційні. Коливні рухи поширюються на значні території, тривалі у часі і не змінюють первісного залягання верств, на відміну від дислокаційних.

 Для історичної геології важливим є вивчення якраз коливних рухів, дислокаційні тектонічні рухи - об'єкт дослідження іншої науки - стуктурної геології. Основні методи, якими користуються для відтворення коливних тектонічних рухів, такі.

 1 Аналіз геологічних і палеогеографічних карт. Місця тривалих опускань на геологічних картах фіксуються поширенням товщ відповідних осадків, і, навпаки, значні підняття призводять до розмиву молодих відкладів і відслонення на поверхні древніх товщ (наприклад, на щитах). Зони прояву дислокаційних рухів виявляються на картах поширенням вузьких лінійно-витягнутих структур, розривних порушень. Коливні рухи виявляються також шляхом співставлення палеогеографічних карт певних територій, складених для різних епох.

  2.Аналіз потужностей верств гірських порід дає змогу судити про амплітуду та швидкість опускань окремих територій - максимальним потужностям відповідають максимальні швидкості прогинання і навпаки. Дані про потужності осадових верст наносять на палеогеографічні карти, отримані лінії рівних потужностей - ізопахіти ілюструють швидкості прогинання тих чи інших ділянок суші або моря.

  3. Аналіз перерв і незгідностей на геологічних розрізах дає змогу встановити час і характер, а також площу, охоплену підняттями. Перерви в осадконагромадженні фіксуються на геологічних розрізах (стратиграфічних колонках) відсутністю тих чи інших стратиграфічних підрозділів. Перерва в осадконагромадженні відповідає часу прояву піднять земної кори на даній території.

 Наприклад, якщо на пісковиках, що містять фауну ордовика, залягають глинисті сланці тріасової системи, то це означає, що підняття, яке охопило територію в кінці ордовика, лише на початку тріасу змінилося опусканням і відповідною трансгресією моря. Протягом силурійського, девонського, кам'яновугільного і пермського періодів досліджувана територія була припіднятою областю розмиву.

 Таким чином проводять аналіз геологічних розрізів, звертаючи при цьому увагу на склад, структурні і текстурні особливості гірських порід, наявність в них фауністичних чи флористичних решток, присутність (чи відсутність) перерв в осадконагромадженні, потужності осадових верств.

  Отримані дані про рухи земноїї кори на даній території показують у вигляді палеогеографічної кривої, яка є графіком коливних рухів поверхні осадконагромадження чи розмиву. Для цього на осі абсцис відкладають у довільному масштабі абсолютний вік (в млн. років), відрізки часу - геохронологічні підрозділи, які відповідають стратиграфічним підрозділам розрізу, а на осі ординат показують нульову лінію (рівень моря), вище неї - сушу і нижче - біономічні зони моря (літораль, сублітораль, батіаль). За даними розрізу знаходять точки для кожного відповідного інтервалу геологічного часу і, з'єднуючи їх, дістають палеогеографічну криву. На кривій умовними знаками можна показати детальніші результати фаціального аналізу: лагунні обстановки, озерні, болотні осадки, наземний чи підводний вулканізм тощо.


Література

1.    Афанасьев Г.Д., Зыков С.И. Геологическая шкала фанерозоя в свете новых констант. М., Наука, 1975.
2.    Виткевич Г.В. Геологическая хронология Земли. М., Наука, 1984.
3.    Свинко Й.М. Сивий М.Я. Геологія. – К.:Либідь, 2003.
4.    Якушова А.Ф., Хаин В.Е., Славин В.И. Общая геология. М., изд-во Моск. ун-та, 1988.


Фото: geo-east.org.uk
Джерело: Література
Категорія: Геологія | Додав: wiktor (27.02.2011) W
Переглядів: 3740 | Теги: фаціальний аналіз, формації, Методи дослідження, рухи земної кори, палеогеографія | Рейтинг: 5.0/1
Матеріали по темі:
Всього коментарів: 0
avatar