6 років тому
Немає коментарів

Sorry, this entry is only available in
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

В отличие от морских, континентальные отложения прошлых геологических периодов сохраняются мало и в тем меньшей степени, чем к более отдаленному прошлому мы обращаемся. Главная масса континентальных пород относится к более молодым периодам истории Земли, начиная с верхнего палеозоя, т. е. к карбону и перми, мезозою и кайнозою. Эта близость их к современному геологическому моменту позволяет при фациальном анализе их проводить параллели с современностью гораздо увереннее, чем в случае древних морских отложений.

Фациально континентальные осадки гораздо разнообразнее морских. Влияние климата и рельефа сказывается на их петрографических признаках гораздо ярче, чем на морских отложениях. Континентальные осадочные толщи поэтому легко разбиваются на несколько фациальных комплексов, каждый из которых возник при определенном сочетании климатических и геоморфологических условий и представляет собой единое целое. Это—1) комплекс гумидных равнин; 2) комплекс аридных равнин; 3) комплекс межгорных котловин аридного и гумидного климатов; 4) комплекс районов материкового оледенения; 5) петрографический комплекс континентальных вулканических пород.

Ниже мы разберем петрографические и фаунистические особенности каждого фациального комплекса, подчеркивая те признаки слагающих его пород, которые позволяют делать определенные выводы о среде их отложения и, таким образом, реконструировать физико-географическую обстановку палеоконтинентов.

В настоящее время равнины гумидного климата пользуются обширным распространением как в умеренных широтах, так и под тропиками. Примерами их являются: Восточноевропейская равнина, Западносибирская низменность, Североамериканская равнина, Южноамериканская низменность. Среднесибирское нагорье, Центральноафриканское и Деккан в недавнем прошлом также были типичными равнинами, но в связи с недавними четвертичными поднятиями перешли в стадию плоскогорий, и ранее отложенные на них осадки сейчас интенсивно разрушаются; последнее обстоятельство, впрочем, не мешает воспользоваться названными плоскогорьями при характеристике некоторых фаций, связанных с их прошлой равнинностью.

Строение тропической коры выветривания под лесами (по П. Фагелеру)

Строение тропической коры выветривания под лесами (по П. Фагелеру)

Характерной чертой гумидных равнин является их слабо расчлененный холмистый рельеф с малой амплитудой колебаний высот, измеряемой десятками или немногими (2—3) сотнями метров. В связи с влажностью климата гумидные равнины отличаются обилием влаги, которая частью скопляется в котловинах между холмами, образуя серии крупных и мелких озер и болот, частью же стекает по обширной разветвленной речной сети. С момента появления на Земле древесной растительности (т. е. с палеозоя) гумидные равнины, несомненно, всегда были зонами густых лесных зарослей, облик которых, конечно, менялся под влиянием эволюции растительных форм.

С областями гумидных равнин связан парагенезис четырех фаций: коры выветривания, делювия, речного аллювия и озерного аллювия.

Корой выветривания, или элювием, называются участки массивно-кристаллических и осадочных пород, выходящие на дневную поверхность и измененные под влиянием температуры и атмосферных осадков.

Сущность изменений заключается в физическом раздроблении плотных исходных материнских пород и в глубоком их химическом и минералогическом перерождении.

Все сульфидные минералы Fe, Mn, Сu и других элементов окисляются и превращаются в окислы. Сложные орто-, мета- и алюмосиликаты также в большей или меньшей степени (часто нацело) разрушаются, а входящие в их состав щелочи (К и Na) и щелочные земли (Са и Мg) удаляются из элювия в виде растворимых бикарбонатов; Fe2O3 и А12О3 частично также удаляются, но в основной массе (особенно малоподвижный А12О3) остаются: железо и марганец в виде гидратов окислов, окись алюминия частью в виде диаспора и гидраргиллита, частью в виде каолинита, галлуазита и других минералов. Кремнезем, освобождающийся при разрушении силикатов, обычно нацело удаляется. Благодаря всем этим глубоким химическим перестройкам вещества кристаллическая структура исходных пород разрушена и вещество коры выветривания находится в виде землистых (глинистых), главным образом коллоидальных и субколлоидальных масс.

В настоящее время наиболее мощная и типично развитая кора выветривания, достигающая десятков метров мощности, констатирована в тропической лесной и лесостепной зоне Южной Америки, Африки, Азии, Австралии, где генезис ее связан с предыдущей равнинной стадией этих территорий и где она была подробно изучена и описана К. Бауэром (в 1898 и 1909 гг.), А. Лякруа (1914, 1922 гг.), К. Фоксом (1932 г.), И. Вальтером (1915 г.) и рядом других исследователей. В литературе она известна под названием латеритов, или тропических красноцветов. Строение ее здесь в общих чертах сводится к следующему. Нижним горизонтом профиля (рис. 26) является «зона разложения» в которой исходная порода, изменяясь химически, сохраняет в большей или меньшей мере первичную петрографическую структуру. Разложение идет часто неравномерно: на одних участках оно проникает глубже и прихотливыми языками вдается в неизмененную породу, на других отстает, отчего нижняя граница коры выветривания приобретает порой весьма причудливый «бахромчатый» вид; среди глубоко выветренных участков встречаются совершенно свежие, прихотливых очертаний останцы. Преобладающие тона рыхлой землистой массы зоны разложения блеклые, сероватые, иногда розоватые.

Над зоной разложения располагается «пятнистая зона» (по терминологии Г. Гаррасовица), она же «аккумулятивная зона» (термин А. Лякруа). Разложение достигает здесь такой степени, что первичная структура породы исчезает и порода превращается в пеструю неслоистую глинистую (землистую) массу, в которой остаточные алюмосиликаты (каолинит, галлуазит и др.) и полуторные окислы (Fe2O3, А12О3) распределены чрезвычайно неравномерно, пятнами, откуда и происходит название зоны. Никаких органических остатков кора выветривания, конечно, не содержит.

Ископаемая кора выветривания сохраняется обычно редко, как исключение. Тем не менее в настоящее время достоверные примеры ее известны не только для относительно молодых периодов истории Земли, как неоген, палеоген (Азовско-Подольский кристаллический массив), мел, юра (Урал, Салаир), но и для таких древних, как девон, силур и даже докембрий (Воронежский массив в СССР, Западные штаты США). Закономерности строения, равно как и вещественный состав ископаемой коры выветривания, изучены пока слабо. Но общее разделение коры на зону разложения и зону аккумуляции сохраняет, по-видимому, свое значение. Нужно иметь при этом в виду, что очень часто кора выветривания сохраняется лишь частично, в силу ее последующего размыва; иногда от нее остаются только «корни» зоны разложения. Отсюда — кажущееся разнообразие ее типов. Одной из распространеннейших пород, связанных с ископаемой корой выветривания, являются каолины (часто промышленного значения), локализующиеся главным образом на гранитных интрузиях; на более основных породах (габбро и до.) — железные руды, бокситы; на осадочных породах, кремнистых и глинистых сланцах, первично слегка обогащенных марганцем,— марганцовые руды («марганцовые шляпы»).

Палеогеографическое значение коры выветривания определяется тем, что в сколько-нибудь развитом виде она встречается исключительно в наиболее плоских пенепленизираванных участках влажных равнин. Об этом единогласно свидетельствуют все наблюдатели современных латеритов, «Путешествующий по Гвиане — пишет Дюбуа, — не находит в этой латеритной области никаких крупных горных кряжей, но только многочисленные изолированные холмы, выстраивающиеся друг за другом по некоторым направлениям и покрытые латеритами». В Индии плосковершинные холмы с латеритными плащами, в отдельных регионах ясно сливаются в единую, плоскую, слепка волнистую поверхность древнего, частично уже разрушенного пенеплена. В Австралии, по данным Е. Симпсона, латериты развиты на ясно обозначенных пенепленах, таких, как 300-метровый пенеплен хребта Дарлинг, и на верхних частях очень мягких склонов долин. Такое тяготение коры выветривания к особо пенепленизированным площадям совершенно понятно, ибо только в этих условиях накопляющиеся продукты выветривания остаются на месте, избегая размыва и уноса их текучими водами, и внутри этих рыхлых масс развивается тот сложный профиль, который обычно характеризует кору.

Так как пенепленизираванные участки могут встречаться среди равнин не только тропического, но и умеренного климата, то, естественно, мы должны иметь в ископаемом состоянии кору выветривания как тропической, так и умеренной зон. Встает вопрос, как различить их? К сожалению, пока на него нет достоверного ответа по той причине, что в настоящий момент на равнинах умеренного климата, в связи с их недавним освобождением из-под ледникового покрова, еще не успело сформироваться сколько-нибудь развитой и мощной коры выветривания; элювий измеряется всего 0,5—1,5 м и целиком совпадает с почвенным профилем; какие-либо специфические черты коры умеренного климата, таким образом, еще не оформились, и это обстоятельство ставит нас в затруднение по вопросу о различиях в признаках выветривания в тропическом и умеренном климатах. Обычно считается, что богатство коры гидратами алюминия (диаспор или гидраргиллит) свойственно тропикам и субтропикам, тогда как наличие гидрослюд указывает на климат умеренный (П. А. Земятченский). Однако вполне достоверными признать эти критерии пока нельзя.

В областях, где рельеф влажных равнин становится более расчлененным, образование сколько-нибудь значительной по мощности коры выветривания затрудняется тем, что рыхлый материал смывается вниз и переотлагается частью на склонах возвышенностей, частью у подножия их, либо же уносится далеко от своего источника и захороняется в речных руслах и озерных водоемах.

Материал, отложенный на склонах холмов, образует так называемый делювий. Возникновение его связано с деятельностью дождевых и снеговых вод. После каждого дождя вода, стекающая по склону, увлекает с собой некоторое количество обломочного материала; в нижних частях склона по мере замедления течения начинается разпрузка, и, таким образом, здесь постепенно накопляется более или менее мощный плащ обломочного материала. Петрографический тип делювия весьма своеобразен и зависит от состава пород, выходящих на вершинах холмов. Чаще всего это буроватый или красновато-бурый песчанистый суглинок, в котором в большей или меньшей массе разбросаны остроугольные обломки твердых пород: кремней, опок, известняка и т. д. Как правило, делювий неслоист или имеет очень неправильную и местную слабо выраженную слоистость. Щебенка часто лежит кучками. Органические остатки в делювии представляют обычно переотложенную фауну коренных пород, выходящих на вершинах холмов, реже — сингенетическую фауну в виде раковин легочных моллюсков (Helix, Pupa), костей наземных позвоночных и т. д. Иногда среди делювия удерживаются погребенные почвенные горизонты (гумусовые). Мощность делювиального шлейфа в верхних частях склона — сантиметры и немногие метры, у подножия — до нескольких десятков метров. Спускаясь на дно ложбин, делювий входит в зону накопления речного аллювия, где обычно сложно с ним переплетается. Интенсивность развития делювия в области гумидных равнин значительно варьирует. В гумидном климате даже крутые склоны (до 30°) задернованы и слабо-доступны для делювиального смыва. Только с приближением к аридной зоне и по периферии последней (в так называемой полузасушливой полосе), где на склонах дерновый покров не сплошной, а осадков еще достаточно (талые, снеговые воды, ливни), образование делювия может достигать крупных масштабов. Большинство древних делювиальных чехлов несет признаки этих условий в виде карбонатов, неполно разложенных силикатов и алюмосиликатов. Выщелоченный, обогащенный коллоидальными полуторными окислами делювий центральных частей гумидной зоны распространен гораздо меньше.

Строение аллювия равнинных рек и его генетические признаки существенно иные.

Равнинные реки отличаются обычно широкими долинами со слабым продольным уклоном, что вызывает медленное течение воды и сложное меандрирование речного русла. Поэтому ископаемый речной аллювий залегает (в плане) в виде широких сложно изгибающихся лент.

На поперечном сечении такой ленты (рис. 27) видно, что аллювий состоит из двух горизонтов: нижнего, или руслового аллювия и верхнего, или пойменного. Русловый аллювий слагается серией песчаных линз, порою галечников, причем линзы срезают одна другую, иногда прихотливо, и имеют каждая свое собственное сложение, свою текстуру. Размеры линз варьируют, но в общем невелики — несколько метров в длину и до 1—1,5 м в толщину. Нижние (базальные слои руслового аллювия образованы обычно галечниками с прослоями песка; выше галечный материал становится редким и часто вовсе исчезает. Пойменный аллювий слагается главным образом глинами и песчанистыми глинами, среди которых встречаются отдельные линзы песка. В зависимости от режима реки в аллювии преобладает то русловой, то пойменный горизонт. У коренного берега в рельефе поймы, как правило, обозначается ложбина, куда высачиваются грунтовые воды в виде ключей. Это способствует заболачиванию ложбины и отложению на ней мощных горизонтов торфа, являющегося, таким образом, одним из составных членов общего разреза аллювия. В ископаемом состоянии они дадут пласты угля. Зарастание стариц также дает болота и торфяники, но меньших размеров.

Строение речного аллювия (схема)

Строение речного аллювия (схема)

Вообще следует заметить, что накопление углей представляет отнюдь не редкое явление в речных долинах, особенно в стадию зрелости и одряхления реки. М. А. Усов выделил даже особый тип потамических, т. е. речных, угольных месторождений. В настоящее время известен ряд таких месторождений: Челябинское, Богословское, Елкинское на Урале, Гусино-Удинское и ряд смежных с ним в Забайкалье, Буреинское и др.

Характернейшую особенность аллювиальных толщ, имеющую прямой диагностический интерес для ископаемых объектов, представляет слоистость, не одинаковая у руслового и пойменного аллювия. У руслового аллювия она носит название косой (диагональной) слоистости и, по-видимому, может значительно варьировать. На рис. 28 воспроизведена косая слоистость древнего аллювия р. Девицы, описанная А. С. Корженевской и О. А. Бахваловой (1940). «Косые серии — пишут они,— представляют пачки вогнутых слоев, выполняющих углубления дна (русла); в других разрезах это пачки прямолинейных слоев, падающих в одну сторону и,’ по-видимому, представляющих косы или отмели, отложенные ручьем или рекой… В косых сериях, выполняющих углубления русел, материал плохо отсортирован и в отдельных слоях песок меняется от грубозернистого песка, гравия и галечника до тонкого песчаного или глинистого материала. Как правило, в основании каждой мульды сосредоточены прослои гальки и грубого песка, в верхней же части серии материал постепенно становится более отсортированным и тонким» Несколько иначе выглядит слоистость в юрских песках Челябинского буроугольного месторождения, определяемых Г. Ф. Крашенинниковым как аллювиальные. Как видно на рис. 28, слоистость характеризуется чередованием косых и горизонтальных или почти горизонтальных слоев; иногда видно, что косые серии сложены более грубым материалом, чем их разделяющие горизонтальные; в некоторых случаях косая слоистость проявляется именно благодаря косому расположению грубого материала в более мелком. Мощность косых и горизонтальных серий исчисляется несколькими дециметрами, причем мощность первых обычно несколько больше мощности вторых. Характерно, что во всех наблюдавшихся случаях разные косые серии наклонены в одну сторону. В общем типичном случае, по мнению Ю. А. Жемчужникова, для косых серий аллювия характерно отсутствие строго го­ризонтальных серий между наклонными и постепенный переход от одного наклона к другому в горизонтальном направлении; наклон косых серий, вообще говоря, небольшой (редко более 20°), направление же наклона слегка варьирует, но одно из них является преобладающим; форма косых линий неправильная, и они часто не параллельны.

Типы косой слоистости руслового аллювия

Типы косой слоистости руслового аллювия

Для пойменного аллювия (главным образом супесчано-суглинистого) типична иная слоистость. Она в общем горизонтальна, вернее полого волниста, с довольно выдержанными (на десятки, иногда сотни мэтров) слоями толщиной от нескольких сантиметров до 0,5 м. Внутри слоев наблюдается порою тонкая плойчатая слоистость, иногда узловатая.

Для полноты характеристики аллювия существенно добавить, что в осадках его встречаются, хотя и не часто, остатки пресноводной фауны — рыб, моллюсков (Unio, Anodonta, Ualitata, Paludina и др.). Поскольку реки были естественными водопоями для всех наземных позвоночных и местом постоянного обитания для многих из них (Broniosaurus, Diplodocus и др.), в речных осадках обычно находят кости рептилий, амфибий и млекопитающих, то разрозненные, то в виде целых скелетов. Иногда аллювиальные осадки являются настоящими кладбищами скелетов, как например, верхнепермские местонахождения парейазавров на реках Северной Двине и Юге, скопления остатков нижнемеловых игуанодонов в Бельгии, знаменитая миоценовая сиваликская фауна в Индии и ряд других. Отсюда вытекает огромный интерес аллювия для целей палеогеографии и палеоботаники. В умелых руках эти аллювиальные кладбища раскрывают исключительные по яркости картины прошлой жизни на континентах.

Озерные водоемы внутри современных равнин во влажном климате являются весьма распространенными образованиями, причем по размерам своим они варьируют от «луж» в немногие гектары площадью и в несколько метров глубиной до водоемов в десятки тысяч квадратных километров и глубиной в десятки, а иногда и в сотни метров (Великие озера в США, Байкал, Ладожское и Онежское озера). Характерной чертой пространственной локализации внутриконтинентальных озер является их расположение не изолированными единицами, а большими группами — «озерными районами». При этом часто отдельные члены озерного комплекса соединены друг с другом протоками, речными руслами и сливаются, таким образом, в единое целое.

Все озера влажных климатов обладают пресной водой, и концентрации соли в них не поднимаются выше 0,01—0,02% или 100—200 мг/л.

Донная фауна их очень бедна формами и сводится к немногим дву-створкам (Unio, Anodonta, Sphaerium, Pisidium) и гастроподам [Bylhinia, Valvata, Limndeus, Pldnorbis, Paludina (Vivipara) и др], большинство из которых обладает малыми размерами и очень тонкостворчатой раковиной. Планктон несравненно обильнее и включает зеленые и сине-зеленые водоросли, диатомей (иногда во множестве), а из животных — низших раков (остракод, филлопод и т. д.).

Озерные отложения равнин влажных климатов в главной массе своей как в современный геологический момент, так и в прошлом представлены тонкозернистыми обломочными породами: песками и глинами, причем последние распространены особенно широко. Озерные пески обычно средне- и тонкозернисты, часто глинисты, слоисты. Галечный материал встречается редко и свойственен очень узкой прибрежной зоне у скалистых берегов. Озерные глины главным образом серые и зеленовато-серые, часто песчанистые, то однородные, неслоистые, то, наоборот, с чрезвычайно тонкой и правильной слоистостью, вызванной сезонной седиментацией. Весной и летом в связи с массовым приносом в озеро обломочного материала образуются тонкие пластики глины, в доли миллиметра толщиной; летом и осенью, благодаря цветению и отмиранию планктона, на дно поступает много органического материала и возникают прослойки, почти целиком состоящие из органического вещества. Поэтому озерные глины, вообще говоря, несколько обогащены органическим веществам или, как говорят, несколько битуминозны (или углисты). СаСОз в них обычно отсутствует или представлен ничтожно. Лишь в озерах с развитыми в окрестностях известняками и доломитами отлагаются мергели и даже известняки. Фаунистические остатки в озерных глинах, песках и мергелях скудны, раковины разбросаны единицами и лишь редко образуют ракушечники, слагающиеся, как правило, одним каким-либо видом пелеципод или гастропод. Чаще встречаются скелеты и отпечатки рыб, обломки веток, листья занесенных с берега растений, пыльца, нередко отпечатки насекомых. Ряд ископаемых озерных отложений даже знаменит своими местонахождениями превосходно сохранившихся остатков насекомых: карбоновые угленосные отложения Коммантри во Франции, пермские отложения Русской равнины, юрские отложения хребта Кара-Тау в Средней Азии. Иногда встречаются кости наземных позвоночных животных — рептилий, амфибий, млекопитающих и птиц, трупы которых были занесены в озерные водоемы. Эти находки позволяют в отдельных случаях довольно подробно реконструировать органический мир не только самого озерного водоема, но и окружающих его площадей, и получить таким путем интересную картину жизни на континентах прошлого.

С терригенными породами ассоциируется ряд хемогенных образований, которые, как увидим ниже, являются характерными членами осадкообразования именно влажных климатов и могут служить, так сказать, их индикаторами. Это — сапропелиты, концентрации Fe, Мn, Аl2О3, кремни­стые породы.

Под названием сапропелитов понимают (вслед за Г. Потонье) илистые осадки, обогащенные органическим веществом, составляющим в них 20—30—40% и более, иногда же образующим главную массу осадка. Источником органических веществ является фито- и зоопланктон водоемов, почему и само накопление сапропелитов свойственно лишь озерам так называемого евтрофного типа, т. е. богатыми питательными веществами. При уплотнении таких озерных сапропелитов получаются породы, известные под названием горючих сланцев и своеобразные са­пропелевые угли — кеннели и богхеды.

Микроскопическое изучение богхедов показывает, что они возникли за счет массового скопления водорослей, обитавших в озерных водоемах, в составе же кеннелей крупную роль играют споры и пыльца наземной растительности. Очевидно, кеннели формировались в озерах среди тайги, и тучи пыльцы, выдуваемой ветром при цветении тайги, оседая, примешивались к автохтонному водорослевому материалу в настолько большой пропорции, что иногда подавляли его. Как и озерные глины, сапропелиты локализуются в центральных частях озерных котловин, выклиниваясь к их прибрежным частям. Ископаемые озерные сапропелиты известны из озерных водоемов глубокой древности, начиная с девона, но в действительности спускаются, вероятно, в докембрий.

Озерные железные руды, известные в современную эпоху главным образом из северных широт, являются типично прибрежными образованиями, приуроченными к относительно узкой (100—300 м) прибрежной полосе и к глубинам от 1 до 3—5, редко до 10 м. Внутрь озера, в более глубокие части его, руда выклинивается, хотя некоторая обогащенность осадка железом еще наблюдается. Вдоль прибрежной полосы руды распространены не повсеместно, а лишь на некоторых участках, образуя пятна разнообразных очертаний и размеров: округлые, эллипсоидальные, широкие ленты, нитевидные полосы и т. д., причем длина пятен колеблется от десятков метров до нескольких километров, ширина же — от нескольких метров до 100—200 м. Замечено, что эти рудные пятна находятся вблизи участков побережий, сложенных песчаными и щебенчатыми водопроницаемыми грунтами с подзолистыми почвами; внос железа в озеро осуществляется главным образом грунтовыми водами, выщелачивающими из почв железо (и Мn) и отлагающими их в озере. Минералогически современные железные руды представлены гидрогетитами различной степени обводнения, обычно со значительной примесью Мn и отчасти фосфора. Содержание Мn в шведских озерах местами настолько возрастает, что железные руды переходят в марганцовые. Примесь же фосфора приводит иногда к образованию минерала вивианита (фосфат железа синего цвета). Морфологически озерные руды представлены частью аморфной глинистой массой бурого железняка, частью же в виде бобов и плоских концентрических слоистых конкреций («денежная» руда, «блинчатая» руда и т. д.).

В прошлые геологические эпохи озерные железные руды отлагались не только в северных озерах, но, как показали специальные исследования автора, и в озерных водоемах субтропических и тропических влажных зон и даже преимущественно в этих последних. При этом сами руды были разнообразнее по составу и по локализации их внутри водоемов. В крупных озерных котловинах теплого пояса окисные железные руды приурочивались также к краевой прибрежной зоне, но здесь с ними ассоциировались нередко накопления гидратов окиси алюминия в виде гидраргиллита и железные руды переходили по простиранию в железо-алюминиевые и даже чисто алюминиевые (бокситы). В некоторых озерах юрской и палеогеновой эпох субтропической зоны железо накоплялось не только в форме окислов, но также и в виде сложных силикатов группы шамозита, зеленоватого цвета; обычно этим рудам свойственно волитовое сложение: центральное песчаное зерно обволакивается чередующимися концентрами шамозита и гидрогетита (иногда гематита), давая в результате шарики величиной с булавочную головку или прося ное зерно («икряной камень»). Иногда в составе оолигов принимает участие и сидерит, и получаются слоистые гидрогетит-шамозит-сидеритовые руды, локализующиеся, в общем, также по периферии озерных котловин. В центральных частях озерных водоемов среди глинистых осадков железо нередко также накопляется массами, образуя многочисленные сидеритовые конкреции, залегающие пластообразно и образующие убогие железорудные месторождения. Железо первично оседало здесь среди глин в виде окислов, но затем в процессе раннего диагенеза озерных илов было восстановлено органическим веществом до закиси (FeO), подверглось некоторому перераспределению в осадке и сформировало (вместе с СО2) сидеритовые конкреции (FeCO3).

В современных озерах, главным образом умеренного влажного климата, очень часты также кремнистые осадки — диатомиты, образованные почти нацело скорлупками диатомовых водорослей. Среди отложений неогена, палеогена, мела и юры также встречаются аналогичные образования, но спускаются ли они на более древние этапы геологической истории — остается неясным.

Для озерных водоемов влажного климата характерен, однако, не только охарактеризованный выше «набор фаций», но и закономерная эволюция осадкообразовательного процесса, приводящая к последовательной смене в разрезе озерных осадков. Выявить эту смену помогают наблюдения главным образом над лучше изученными озерами умеренного климата.

В первую стадию развития озерного водоема, когда атмосферные осадки только заполняют котловину и окружающие территории проходят начальные этапы выщелачивания, в озеро вносится много карбоната кальция, который отчасти садится в нем и дает начало относительно карбонатизированным илам (озерные мергели). После того как верхние почвенные горизонты освободятся от СаСОз, из почвы начинают вымываться Fe и Мn; содержание карбонатов в воде озера убывает, осадки лишаются СаСОз, но начинают обогащаться железом, накопления которого иногда достигают стадии железных руд. Одновременно под влиянием поверхностного стока атмосферных вод, вымывающих из почв фосфаты и нитраты, озеро в процессе своего развития обогащается этими питательными элементами и приобретает богатый планктон. На осадках это сказывается постепенным обогащением их органическим веществом и появлением сапропеля. Железорудная стадия сменяется сапропелевой.

Непрерывно заполняемое терригенным материалом и собственными биогенными продуктами озеро подходит к завершающему этапу своего существования — умиранию и превращению в болото. По мере заполнения осадками озеро мелеет и одновременно начинает постепенно зара­стать. Образуется травянистый торфяной покров, который, возникнув вначале у берегов, мигрирует затем в центру озера, затягивая собою зеркало воды и погребая его под собой (висячие торфяники — зыбуны). Следом за травянистой растительностью поселяется древесная, и озеро превращается в лесное торфянистое болото. Под покровом торфяника на глубине некоторое время еще сохраняется вода (зыбуны), а затем исчезает и она, засыпаясь растительным материалом, падающим сверху из торфяного покрова, и, так сказать, рассасываясь в нем. Озеро исчезает, сменяясь плащом болотного торфа, который впоследствии под покровом новых осадков может превратиться в бурый и каменный уголь.

Чем меньше по размерам исходный озерный водоем, тем быстрее достигает он старости и превращается в торфяник. Поэтому современные озера таежно-подзолистой полосы, необычайно варьирующие по площадям и объемам, но все возникшие одновременно в последниковое время, как бы фиксируют различные фазы эволюции озерного седимен-тационного процесса, и такие гиганты, как Ладожское и Онежское озера, находятся в этом отношении в самом начале пути, тогда как карликовые уже исчезают или исчезли, превратившись в торфяники.

Описанную эволюцию озерной седиментации нужно понимать, конечно, лишь как общую схему процесса. Необязательно для каждого озера прохождение железорудной стадии или стадии формирования базальных карбонатных илов. Многие юрские озера Урала и других мест, например, имеют железные руды прямо в основании озерного разреза. Решающее значение в этом отношении имеет литологический состав территории, примыкающей к озеру, как на это указывает, например, интересная карта южношведских озер, даваемая Лундквистом. Точно так же при изменении хода выветривания и размыва в окрестностях озера в самой озерной толще возможны неоднократные повторения таких пород, как мергели, руды, сапропелиты, т. е. как бы возврат к прожитым этапам седиментации. Однако общее направление эволюции озерных водоемов влажных зон этими отклонениями не упраздняется; сами колебания седиментационного процесса происходят как бы в некоторых рамках, и это обстоятельство весьма облегчает анализ озерных отложений прошлых эпох и позволяет использовать их данные для реконструкции процессов, идущих не только в озере, но и в окружающем его пространстве.

Познакомившись с признаками отдельных фаций, слагающих фациальный комплекс гумидных равнин, естественно коснуться некоторых вопросов, касающихся комплекса в целом. Четыре характерных признака отличают его от других континентальных формаций и позволяют устанавливать его наличие в ископаемом состоянии.

Во-первых, прерывистое, лоскутное залегание отдельных фациальных типов, что ведет к большой пестроте и фациальной изменчивости гумидного комплекса. На рис. 29 изображено графически распределение членов комплекса на площади, а профиль дает сечение его по линии А — В. Отмеченная пестрота и изменчивость разреза на рисунках выступает весьма ясно.

Соотношения фаций в осадочном комплексе гумидных равнин (схема)

Соотношения фаций в осадочном комплексе гумидных равнин (схема)

Во-вторых, наличие некоторых типов фаций, которые можно назвать фациям и и ндикаторами влажных климатических условий отложения комплекса. Это — угли, железные, марганцовые руды и бокситы. Вместе с тем характерно полное отсутствие среди пород легко растворимых осадков (каменной соли, ангидрита и т. д.), а также слабое развитие карбонатов в составе пород, либо даже полное их отсутствие (особенно доломита).

В-третьих, терригенные породы, входящие в (радиальный комплекс гумидных равнин, отличаются обычно своей тонкозернистостью. Cколько-нибудь заметные горизонты крупных галечников (конгломератов) и брекчий отсутствуют, и подавляющую массу разрезов образуют в одних случаях глины, в других — пески. При наличии слабо расчлененного рельефа это и понятно, ибо отсутствуют достаточно сильные водотоки, способные разрушать ложе и переносить грубые обломки. Таким образом, тонкозернистость пород, слагающих фациальный комплекс гумидных равнин, можно причислить также к числу признаков-индикаторов, в данном случае указывающих на геоморфологический характер области аккумуляции, в частности, на ее равнинность.

Наконец, в-четвертых, осадки гумидных равнин обычно отличаются малой мощностью, измеряемой всего несколькими десятками метров, хотя их отложение длится порой достаточно долго. Это также не случайно. Накопление осадков гумидного комплекса идет за счет эрозионного срезания положительных элементов рельефа и переотложения материала в разделяющих их котловинах. Длительное сохранение условий равнинной страны указывает на крайнюю медленность движений земной коры, на почти полную их остановку. Поскольку амплитуды высот незначительны, очевидно, и толщи, возникшие за счет срезания холмов, могут быть только маломощными.

При сопоставлении фациального состава древних комплексов гумидных равнин с их составом в настоящий момент нетрудно убедиться в том, что ископаемые осадки обычно беднее фациально сравнительно с современными. Основной причиной является то обстоятельство, что, будучи приурочены к разным элементам рельефа, фации гумидных равнин неодинаково способны к переходу в ископаемое состояние. Лучше всего «приспособлены» к этому озерные осадки, как занимающие наиболее низкие места котловины; при сложных перипетиях геологической истории эти котловины гораздо чаще покрываются новыми осадками, чем разрушаются. Отложения склонов (делювий) и особенно вершин их и пенепленов (кора выветривания), напротив, при всяких подвижках земной коры обычно в главной массе срезаются либо континентальной эрозией, либо абразией наступающего на континент моря. Поэтому в ископаемых комплексах гумидных равнин мы обычно видим главным образом озерные и частью аллювиальные речные осадки и лишь крайне редко делювий и кору выветривания. Как и вообще геологические документы, фациальный комплекс гумидных равнин до нас доходит, таким образом, в значительно искаженном виде, с «вырванными страницами».

Мы описали в предыдущем равнинный осадочный гумидный комплекс безотносительно к тому, возник ли он в условиях умеренного влажного или тропического влажного климата. Наблюдения над современной седиментацией действительно показывают, что на равнинах в обеих климатических зонах осадкообразование протекает весьма сходно. В частности, образование торфяников и железных руд, прежде приписывавшееся только умеренным широтам, в действительности в очень сходных формах идет и в тропиках; еще в большей степени это относится к обломочному речному и озерному аллювию. Тем не менее все же какие-то черты различия в равнинном осадочном комплексе высоких и низких широт должны существовать. Все дело в том, чтобы правильно схватить эти особенности и найти правильный путь к их выявлению в ископаемом материале. В современную эпоху существует один чисто внешний характерный признак, отличающий осадки умеренной зоны от осадков тропических: на севере делювий и частью аллювий и озерные илы окрашены в бурые и серые тона, под тропиками же — в красные. Это происходит от того, что на севере минералы окиси железа многоводны, на юге же, в условиях высокой температуры и резкой инсоляции, они теряют много воды и краснеют. Пользоваться этим признаком для ископаемых осадков, однако, едва ли возможно. Дело в том, что при старении железистых коллоидов они со временем теряют воду и приобретают красный цвет, особенно, если при этом подвергаются усиленной нагрузке. Ископаемые континентальные отложения, таким образом, со временем теряют свою первичную раскраску и унифицируются, принимая красноватые тона, пользующиеся широчайшим распространением. Здесь трудно найти точку опоры для различения гумидных комплексов равнин умеренных широт и тропического климата.

Более существенными оказываются, по-видимому, некоторые минералогические различия. Изучение пространственной локализации бокситовых руд и каолинов показывает, как будто, что они тяготеют к областям тропиков и субтропиков. Однако и это отличие следует пока использовать с осторожностью и лишь в сочетании с другими, ниже-характеризуемыми, признаками.

С чрезвычайной отчетливостью в современную эпоху различия умеренного и тропического гумидных комплексов выступают лишь в захороненных в них органических остатках и, в частности, в растительных остатках. Достаточно вспомнить тайгу умеренного пояса и вечнозеленый лиственный лес влажных тропиков (гилеи), чтобы стало ясно, что в данном случае речь идет о действительно важном и существенном дифференцирующем признаке. В флористических остатках прежде всего и надобно искать различия при анализе ископаемых аллювиально-озерных ком­плексов. Для эпох, близких к современной, т. е. со сходной флорой (например, для палеогена, неогена и верхнего мела) такие исследования достаточно надежны и осуществляются путем непосредственного сопоставления ископаемой флоры с современной растительностью. Но для эпох, более удаленных, начиная с нижнего мела, с флорой иного состава, такого рода работа становится более затруднительной; в качестве элементов сравнения фигурируют более крупные ботанические группы (семейства, отряды), а также общие биологические признаки. В частности, развитие древовидных и лианоподобных форм и отсутствие колец годичного роста в древесине рассматриваются обычно как признак тропического климата. Наличие годичных колец толкуется как указание на климат умеренных широт. Чем дальше вглубь времен спускаемся мы, тем менее надежными становятся и эти признаки. Наконец, с девона они вовсе исчезают, так как из более древних эпох до нас либо не доходит наземной растительности вообще, либо она настолько специфична, что не позволяет ее использовать в желаемом направлении.

Весьма существенную пользу в более точном определении климатических условий отложения равнинных гумидных комплексов приносит локализация их относительно аридного комплекса. Так как при солнечных климатах аридная зона всегда лежит между умеренной и влажной тропической, то достоверное знание пролегания на карте аридной полосы сейчас же позволяет дифференцировать осадки гумидных зон на умеренные и тропические.

Комбинируя все перечисленные способы исследования, в конечном счете обычно удается достаточно достоверно отнести равнинные озерно-аллювиальные осадки к той или иной климатической зоне, во всяком случае, начиная с верхнего палеозоя.

Ископаемые осадки гумидных равнин умеренного и тропического поясов называют часто угленосными толщами (формациями) лимнического (озерного) или погамического (речного) типа.