Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

стилолитовые контакты, в особенности контакты между соседними крем-

невыми зернами [63].

Наиболее убедительным доказательством виутрипластового раство-

рения является контраст между содержанием определенных типов тя-

желых минералов внутри известковых конкреций и в матриксе, в кото-

ром находятся эти конкреции [15] (см. также табл. 7-12). Подобно

этому тяжелые минералы в когеиетнчных с песчаниками глинистых

сланцах, также в «запечатанных» условиях, являются ииымн, чем в ас-

социирующих с ними песчаниках [10]. Исследователи тяжелых мине-

ралов уже давно заметили, что чем моложе возраст исходной породы.

Таблица 13-7

Ряд устойчивости обломочных минералов. По [4S]

—3. Ан а таз *

10. Кнаннт

—2. Мусковит**

11. Эпидот

—1. Рутнл

12. Роговая обманка

1. Циркон 13. Андалузит

2. Турмалин

3. Монацнт

14. Топаз

2. Турмалин

3. Монацнт 15. Сфен

4. Гранат

16. Цонзнт

5. Бнотнт

17.

в г

6. Апатит

18. Силлиманит

7. Ильменнт

19. Гнпе рстек

8. Магнетнт

20. Днопснд

9. Ставролит

21. Актинолнт

22. Олнвнн

* Отрицательные значения указывают на то, что содержание данного и ни ер ала в древних

породах больше, чем в современных.

•· Разрядкой выделены члены реакцновного рядв Боуэна.

тем сложнее набор тяжелых минералов, которые из нее образовались

[73, 12] (рис. 13-5). Хотя существует некоторая неясность в отношении

причины этой заинсимостн, возможно или даже весьма вероятно, что

древние осадки утратили менее стабильные тяжелые минералы из-за

виутрипластового растворения. Если это так, то расположение тяжелых

минералов в порядке нх устойчивости во времени образует ряд стабиль-

ности, составивший предмет исследований Петтиджоиа [48].

Установление порядка устойчивости основывалось на публикациях

о содержании минералов в осадках всех возрастов и районов. Для каж-

дого конкретного минерала определялись частота встречаемости (отно-

шение числа зарегистрированных находок данного минерала к числу

исследованных формаций) в современных осадках н средняя частота

встречаемости в древних осадках. Отношение этих двух величии при-

нималось в качестве показателя «жизнестойкости» каждого исследован-

ного минерала (табл. 13-7). Ряд устойчивости минералов, установлен-

ный таким путем, обнаруживает тесную связь с рядом стабильности

наиболее распространенных породообразующих минералов, который

был определен Гольдихом [30] для профиля коры выветривания. Не-

которые существенные исключения могут быть результатом различия

между условиями почвенного слоя и пластового залегания, которые,

несмотря на некоторое сходство, отнюдь не идентичны. Апатит, напри-

мер, нестабилен в почве, ио стабилен в древинх отложениях; аналогич-

ным образом щелочные полевые шпаты, разлагающиеся в почве, могут

испытывать рост зерен (регенерацию) в осадочных породах. Несмотря

622-

«а эти и другие исключения, ряд устойчивости

—

мера стабильности ми-

нералов в осадочных породах. Это подтверждается и другими исследо-

ваниями [64, 65, 66].

Даже в отдельно взятом осадочном бассейне более молодые поро-

ды характеризуются большим разнообразием тяжелых минералов. Бо-

лее того, по мере перехода от более древних отложений к более моло-

дым эти минералы встречаются в порядке, обратном порядку их ста-

бильности, установленному другими, независимыми наблюдениями. По-

этому было высказано предположение, что зоны тяжелых минералов

являются зонами стабильности и обязаны как самим своим существо-

ванием, так и характером селективному уничтожению наименее ста-

бильных минералов в глубинных зонах за счет внутрипластового рас-

творения. Этот вопрос будет еше раз рассмотрен ниже.

Зоны тяжелых минералов

То, что осадочные породы различного возраста даже в одном н том

же районе характеризуются различными ассоциациями тяжелых мине-

ралов, является общепризнанным фактом. Вначале предполагалось, что

изменения минералогии связаны с появлением (в результате размыва

и обнажения) нового источника сноса в распределяющей провинции.

Если это так, то набор тяжелых минералов, образовавшихся в данный

конкретный момент времени, уникален н все пески, несущие их в пре-

делах определенного бассейна, одновозрастиы. Поэтому тяжелые мине-

ралы считались важным средством стратиграфической корреляции.

Таблица 13-8

Порядок появления индекс-мииералов в зонах тяжелых минералов

Меловые • тре-

тичные отложения

штата Вайоминг,

по Стоу

Третичные отложешм

Галф-Костл, по Содену

Триас-меловые и тре-

Uibie отложения

Атлантического

побережья США,

по Андерсону

Третичные отло-

жения Бармы,

по Эвансу н др.

Третичные отложе-

ния Румынии,

по Мнльнеру

Циркон

Турмалин

Гранат

Ставролит

Кианит

Роговая обман-

ка

Циркон

ρ м а л

и н

Гранат

Ставролит

Кнанат

Эпидот

Сфен

Роговая обманка

Рутил

Циркон

Турмалин

Гранат

Ставролит

Хторптонд

Эпидот

Сфен

Кнанит

Роговая обманка

Рутил

Циркон

Гранат

Ставроли τ

Хлорнтонд

Эпидот

Рогоаая об-

манка

Рутн л

Цнр KOH

Турмали н

н в

Став ролнт

Эпидот

Роговая обман-

ка

Примечание. Разрядной выделены мивералы, присутствующие в папболее древних фор-

мациях; порядок в таблице я? имеет значения.

Но, как показали дальнейшие исследования, такой упрощенный

подход неправилен. Тщательное изучение зон тяжелых минералов

в третичных и мезозойских разрезах, в которых такие зоны, как оказа-

лось, выделяются наиболее четко, выявило два обстоятельства. Во-пер-

вых, число типов минералов увеличивается по мере перехода от более

древних пород к более молодым; во-вторых, порядок появления мине-

ралов, даже в значительно удаленных друг от друга и не связанных

между собой бассейнах, оказывается в большой степени сходным. Если

отбросить нетипичные случаи и учитывать только такие минералы, ко-

623-

торые встречаются более чем в половине изучаемых образцов* эта теи*

денция становится совершенно очевидной (рис, 13-6 и табл. J3-8),

Как было отмечено выше, зоны минералов в различных, не связан-

ных и географически разобщенных районах имеют много· общего не

только в увеличении числа минералов в каждой зоне, но и в порядке

появления главных, доминирующих минералов; более того? этот поря-

док, как правило, является обратным порядку увеличения их стабиль-

ности.

Как можно видеть на рис, 13-6 и в табл. 13-8, роговая обмаика

является наиболее типичным минералом для наименее глубоко залега-

ющих зон; наиболее погруженные зоны характеризуются такими мине-

ралами, как турмалин, циркон и рутил (а и некоторых случаях также

S Se

Se "о

Chl

J, Jj

-N, N

«2-3

? ?

χ α

та »·

χ к

Рг

311

Sji=

311

Sji=

Рнс. 13-6. Зоны тяжелых минералов.

Сплошные линии соответствуют ыннералам, присутствующим более чем в половине исследованных

образцов; пунктирные линии — присутствующим менее чем в половине образцов; Слева — Атлан-

тическое побережье, штат Мэриленд, по [4]; справа — осадочные породы Египта, по [611

R-рутил; Ζ—циркон; Tr-турмалин; G —гранат; St — ставролит; ChI — хлоритонд; Ер —эпи-

дот: Tl — титанит; Ky-кнанвт; Si—силлиманит; Hb — роговая обманка; Py-пироксен; OI —

олнвнн

ставролит н гранат). Для зон промежуточного залегания характерны

кианит, эпидот и титанит. Минералы глубинных зон, как правило, могут

нстречаться и в верхних зонах, так что последние, это уже отмечалось,

обладают более богатым набором минералов. Эти наблюдения, однако,

не свободны от исключений. Порядок убывания минералов с глубиной

не всегда является одним и тем же; в некоторых случаях минералы

нижних зон ие переходят в верхние (возможно, они очень сильно раз-

бавлены обилием других минералов). Кроме того, отмечаются случаи,

когда минерал появляется на определенном уровне, затем исчезает и

вновь появляется на более высоком уровне.

Как объяснить результаты этих наблюдений? Согласно традицион-

ной точке зрения, усложненне минералогии объясняется усилением де-

нудации и вскрытием новых источников сноса (рис. 13-7, левая часть).

По мере проявления эрозии в бассейн осадконакопления поступает ма-

териал из все более глубоких частей земной коры. Поскольку минералы

пород нз более глубоких зон в среднем менее стабильны, последова-

тельность появления новых минералов может быть как нормальной,

так и коррелируемой с порядком их стабильности. Эту точку зрения от-

стаивали Крынин [37] и Ван-Андель [2].

Другая гипотеза допускает наличие коррелятивной связи между из-

менением минерального состава по разрезу и воздыманием области сно-

са (рис. 13-7, центральная часть). Согласно этому положению, комплекс

пород с различной литологией, залегавший первоначально вблизи уров-

ня базиса эрозни, испытывает последовательное воздымаине, сопровож-

дающееся повышением градиента потоков и ускорением эрозионной дея-

624-

тельности. На первой стадии этого процесса лишь наиболее стабильные-

минералы избегают разрушения в почвенном слое; на конечной же ста-

дии в осадках появляются даже самые нестабильные минералы [12].

Согласно третьей гипотезе, предполагается, что все накопленные

осадки в момент их отложения характеризовались примерно одним №

тем же набором минералов, но вследствие виутрипластового растворе-

ния более древние и глубоко залегающие слои утратили все нестабиль-

ные минералы. Вероятность «выживания» минерала является функцией

глубины залегания и времени. Чем больше глубина залегания и чем

древнее возраст породы, тем меньше вероятность присутствия в Hefe

данного минерала, как это показано на рис. 13-7, в правой части [48]_

-с

-в

А+В+С

- д+в"

-"А"®'

А+В+С

A BXC

А+В+С

А+В

Питающие провинции

Тектоника

Стабильность: А>в>С

Внутрипластовое

растворение

Рнс. 13-7. Три гипотезы, объясняющие зональность тяжелых

минералов

В пользу этой точки зрения свидетельствует такое прямое указание на·

эффективность виутрипластового растворения, как демонстрации

Брамлеттом сохранения первоначального набора минералов в условиях

«запечатанности», в даииом случае в конкреции. Более того, известны

случаи визуального наблюдения коррозии и удаления многих минера-

лов в глубинных зонах [23]. Еще одним свидетельством в пользу дан-

ной гипотезы является сохранение более сложного набора минералов

в менее проницаемых пластах, в особенности в глинистых сланцах

[10].

Таким образом, воны тяжелых минералов примерно одинакового-

характера и со сходными наборами минералов могли образоваться не-

сколькими различными путями. Очевидно, что если зоны тяжелых ми-

нералов определяются только стабильностью, то они имеют небольшое·

(или не имеют никакого) значение для стратиграфии. Если же они яв-

ляются результатом прогрессирующей денудации или прогрессирующей

тектонической деятельности, то набор тяжелых минералов изменяется·

во времени и минеральные зоны могут оказаться полезным средством

для стратиграфической корреляции. Эта зональность, вероятно, — ре-

зультат одновременного действия нескольких факторов: она может быть-

обусловлена как различной стабильностью минералов, так и неодинако-

выми питающими провинциями. Если это так, то проблема зональности

и отделения факторов, не имеющих стратиграфического значения, от

тех, которые можно использовать, является значительно более слож-

ной, чем это до сих пор предполагалось. Не исключено, что прн решении

623-

этой задачи могут помочь вариации признаков у одни* и тех же мине*

ралов. Например, появление новых разновидностей циркона ни в коем

•случае не может быть связано с впутрипластовым растворением ила из-

бирательными потерями при выветравании в распределяющей прово-

дин. Изменение характера циркона можно объяснить только прогресси-

рующей денудацией и обнажением нового источника сноса. Тщательное

изучение турмалина может так же, как и в случае с цирконом, помочь

решению проблемы минеральных зон.

Хотя любая нз перечисленных гипотез может оказаться справедли-

вой для какой-то части разреза или для какого-то одного тектоническо-

го цикла, ни одна из них не доказана для всего геологического разреза

в целом. Возможно, что возрастание сложности минерального набора

вверх по разрезу является отражением только ряда стабильности мине-

ралов (Петтиджон считает это наиболее вероятным). Однако было вы-

сказано предположение, что с течением времени фазы орогенеза стано-

вятся все более частыми, а скорость седиментации все увеличивается.

Если это так, то со временем должна возрастать и сложность минераль-

ных наборов. С другой стороны, ни один из древних осадочиых ком-

ллексов, даже из тех, которые отлагались вслед за эпохами интенсив-

ного орогенеза, не обогащены так минералами, как пески плейстоцена н

голоцена. Отсюда следует вывод, что обеднение их минерального набо-

ра связано с длительно продолжавшимся внутрипластовым растворе-

нием.

Стабильность минералов: теоретические

и прочие соображения

Предпринимались неоднократные попытки рассчитать или предуга-

дать стабильность минералов и пород и подвести теоретическую основу

под эмпирически установленные ряды стабильности. Райхе [54], напри-

мер, предложил рассчитывать для минерала или породы индекс потен-

циала выветривания, используя обычные химические анализы. Этот ин-

декс определяется как процентное отношение суммы молей щелочных и

щелочноземельных металлов минус число молей связанной воды к об-

щему числу всех молей, исключая воду, илн

100 X молей (K

о + Na

O + Mg О + CaO- H

моли (SlOj H- Al

+ Fe

-I-MgO + CaO-J-Na

O + K

O)'

Это отношение грубо выражает процентное содержание четырех окис-

лов, эмпирически признанных наиболее подвижными. В случае содер-

жания в породе свободного кремнезема (как, например, в граните) его

количество исключается нз расчета. В тех случаях, когда количество

свободного кремнезема не поддается точному учету, как, например,

в глинистых сланцах, принимается ио внимание общее содержание

кремнезема, однако полученные при этом результаты в известной сте-

пени могут ввести в заблуждение. Минералы или породы, обладающие

низкой стабильностью, имеют высокий индекс; минералы с высокой

стабильностью — низкий, а в некоторых случаях даже отрицательный

индекс (за счет вычитания молей H

O). Значение потенциала выветри-

вания для некоторых наиболее распространенных минералов приводит-

ся в табл. 13-9.

Ряд стабильности наиболее распространенных породообразующих

минералов, выведенный на основе потенциала выветривания, очень хо-

<626

porno согласуется с рядом, эмпирически установленным Гольдихом-

Главные отличия этих рядов касаются кварца (индекс которого равен,

нулю) и относительной стабильности группы полевых шпатов в целом,

по сравнению с мафическим набором.

По Ферсману [6], стабильность минералов подчиняется определен-

ным термодинамическим принципам: «чем больше количество энергии,,

выделяемой ионом в процессе его перехода в кристаллическое состоя-

ние, тем стабильнее полученный кристалл, тем труднее его перевести

в дисперсное состояние, растворить и расплавить, или снова разделить-

атомы решетки на свободные ионы; чем стабильнее такая минеральная

система, тем выше ее способность к накоплению в ходе естественных

процессов и тем менее она подвержена деструкции, расплаву, растворе-

Ta б лица 13-9

Индекс потенциала выветривания. По [54]

Минерал

Среднее

значение

Интервал

значений

Минерал

Среднее

значение

Интервал

значения

Оливин

Авгит

Роговая обманка

Биотит

Мусковит

—10,7»

45—65

21—46

21—63

7—32

Лабрадорит

Андезнн

Олнгоклаз

Альбит

Ортоклаз

15*

13*

12*

18—20·

* Вычислено по осреднеиноыу анализу.

нню...». Более того, согласно Батурину [6], исследования в области

кристаллохимии показали, что решетки, характеризующиеся промежу-

точным координационным числом средней симметрии и меньшим ра-

диусом нона, обнаруживают наибольшую стабильность.

Были предприняты и другие попытки связать стабильность минера-

ла с кристаллической структурой. Фэйрбэйрн [26], например, сделал

попытку установить корреляцию скорости изменений или готовности

к изменениям с индексом упаковки. Этот индекс определяется как от-

ношение объема иона к объему элементарной ячейки. Внутри опреде-

ленной группы минералов наличие некоторой корреляционной связк

между этими двумя параметрами очевидно. Из двух минералов одина-

кового химического состава более стабильный тот, у которого выше ин-

декс упаковки. Связь между кристаллической структурой и стабильно-

стью минералов была рассмотрена также Муаром [51]. Попытка рас-

положить силикатные минералы в порядке их стабильности была сде-

лана также Грюнером [31]. Ряд Грюиера был основан иа «индексе

энергии», рассчитанном исходя из электроотрицательиости составляю-

щих элементов и коэффициентов координации. В общем, ряд Грюнера·

согласуется с рядом Гольдиха и другими эмпирически установленными

рядами стабильности.

В нашем обзоре стабильности минералов мы как бы приняли допу-

щение, что стабильность есть некоторая независимая характеристика—

свойство минерала, — ие изменяемая и не связанная с окружающей сре-

дой. Однако это не так. Минерал может быть стабильным в одних усло-

виях и нестабильным в других. Апатит, например, стабилен в некоторых

песчаниках, ио нестабилен в почве. Как отмечалось Босвелом [14], ста-

бильность— функция химических свойств поровых флюидов, содержа-

щихся в осадке, температуры и рН, а также структуры самого минера-

627-

-ла. Босвел привлек внимание к корродированному ставролиту в песчач

ннках Бунтер в Англии, для которых характерны жесткие сульфатные

воды, и к свежему ставролиту в песках нижнего Гринсэнда, поровая

вода которых мягкая. Аналогичным образом гранат в песчаниках Буя-

тер окатан и неизменен, но характеризуется серповидными и неправиль-

ными формами в нижнеюрскнх отложениях. Следовательно, все попыт-

ки оценить стабильность минералов, основанные как на эмпирическом

лзучеиии осадочных образований, так и на теоретических рассуждени-

ях, приводят в лучшем случае к установлению некоей «средней» ста-

бильности. Многие разногласия в опубликоианных результатах исследо-

ваний стабильности возникают от того, что объектами наблюдений бы-

.ли минералы, находящиеся в различных природных условиях.

Восстановление истории питающих провинций

Можем ли мы определить питающие, проиинции для данного осадка

после того, как минералы исходной породы просеяны через «геологиче-

ское сито», т. е. после того, как часть их была утеряна в результате вы-

ветривания, абразии или внутрипластового растворения? Наша цель

состоит в том, чтобы распознать «линию преобразования» осадка. Лишь

пески и гравийно-галечные образования

поддаются такому типу анализа.

__ Как вытекает из предыдущей части

данной главы, расшифровка истории пи-

тающих провинций является трудной

задачей. Возможно, нам придется иметь

дело со многими источниками сноса н

многими геологическими циклами. Весь-

ма трудно отличить непосредственный

источник сноса от первоначального. Пу-

тей решения этой проблемы несколько.

Даже одна песчинка может пролить свет

иа данную проблему. Как было показа-

но Потером н Прайором [52], случайная

турмалиновая песчинка может иметь чет-ι

ко определимую окатанную регенерации

оиную кайму (рис. 13-8). Такая песчнн^

ка позволяет предположить: 1) образот

зание ее из изверженной или метамор*

фической исходной породы; 2) выветри*

ванне и высвобождение этой песчинки?·

3) транспортировку и абразию; 4) отло·*

жение в песке, за которым последовало^

5) формирование регенерационной кай*

мы в результате аутогенеза или мета?

морфизма низкой ступени; 6) вторичной

выветривание н высвобождение зериа<"

7) возобновление транспортировки и ока«

тывания н, наконец, 8) переотложеии?

в другом песке. Используя критерии, разработанные Крыииным [40]

можно определить даже тип исходной породы, из которой образова»

лась данная песчинка.

Более полно, чем по одному зерну, историю питающей провинций

можно воспроизвести по образцу. Какие предположения о природе 41

"Рнс. 13-8. Абрадированное обра-

-станне обломочного ядра турма-

лина, песок Мак-Нанри (мел),

штат Теннесси. Без анализатора,

X 250. По [52J

<628

характере исходных пород могут быть сделаны иа основании единичной

пробы песка, взятой в дельте р. Миссисипи? Типичный образец содер-

жит 61% кварца, 19% полевого штапа, 16% кремня и других обломков

тонкодисперсных пород [58]. Кварц и полевой шпат в основном пред-

ставлены угловатыми зернами, хотя в небольшом количестве встреча-

ются и хорошо окатанные зерна кварца [60]. Полевой шпат представ-

лен главным образом калиевой разновидностью и в меньшей степени

олигоклазом и андезином. Большинство зерен

—

свежие, хотя наблю-

даются также выветрелые зерна полевого шпата. Обломки пород вклю-

чают кремень и тонкозернистый кварцит (4%), а также некоторые раз-

ности вулканических пород, немного шиферных и кристаллических

сланцев· Имеется незна-

чительное количество

кальцита и глауконита.

Главными тяжелыми ми-

нералами являются иль-

менит, пироксены и ам-

фиболы, в меньших ко-

личествах присутствуют

гранат, циркон, моиацит,

рутнл и титанит. Это по-

зволяет сделать вывод

о том, что главной ис-

ходной породой был гра-

нит или граиодиорит, а

второстепенными источ-

никами сноса являлись

вулканические лавы, ме-

таморфические и осадоч-

ные породы. Такой ана-

лиз не устанавливает,

однако, непосредствен-

ный источник большей части этих песков — ледниковые ианосы плей-

стоцена, но ои все же указывает иа первоначальный источник, а именно,

кристаллические породы Канадского щита, откуда в основном поступал

ледниковый материал. Результаты анализа не отражают также того,

что большая часть бассейна р. Миссисипи сложена палеозойскими и

более молодыми осадочными породами (хотя указанием на то, что эти

породы также являлись дополнительным источником сноса, служат зер-

на глауконита, кремня и известняка, а также окатанность отдельных

зерен кварца).

Мы можем точно установить лишь различные исходные породы и

оценить их сравнительную роль как источников сноса в образовании

этих песков. Однако мы не можем оценить их распространение по пло-

щади в пределах распределяющей провинции.

Нашу оценку можно было бы, по-видимому, уточнить, если бы вме-

сто одной пробы мы располагали бы определенным набором образцов,

в особенности, если это касается древних песчаников. Эти образцы дол-

жны быть равномерно распределены по всей толще изучаемых осадков.

Анализ питающих провинций лучше всего представить в виде диа-

граммы. Эти диаграммы могут быть двух типов. Диаграмма первого

типа составляется только иа основе изучения собственно породы — шли-

фов н тяжелых минералов (рис. 13-9). Оиа отражает выводы о типе

исходной породы и условиях в области сноса, сделанные иа основе изу-

Мииералогия

Фенокристаллы

кварца

Фенокристаллы

полевого шпата

Обломки кислых

пород

Обломки кислых

пород

обломки зелено-

каменных пород

обычный кварц

Калиевый полевой

шпат

Плагиоклаз

Обломии гранита .

Обломки сланцев

Петрография

Материнский

комплекс

Песчаники

Исг-Вей

Кварцевые

порфиры

Фельзитм —

Вулканичес-

кий комплекс

ист-Бей и

интрузивные

штоки

Зеленокамен

над порода

Аркозы -

Кислые

глубинные

породы

Дистальные

плутоны Г"

батолиты

ГУ Ϊ

Граузакки

Аспидные

сланцы

Осадочная

Рис. 13-9. Диаграмма питающих провинпий для

архейских песчаников в районе оз. Минввтакн, за-

падная часть провинции Онтарио, Квебек. По [78]

629-

чения всех компонентов осадка, как в галечнике, так И в песке. Д»

грамма второго типа лишь отчасти основывается на данных лаборато]

вого исследования образцов пород (рис. 13-10). Она учитывает такл

сведения о региональной геологии н стратиграфии. Она отражает вс

возможную и наиболее вероятную информацию об источниках сноса

дает сравнительную оценку иклада каждого из них.

Для того чтобы решить проблему питающих провинций, специал!

сту в области петрологии осадочных пород необязательно ограничнват

ся лишь данными об обломочных породах. Он может также использ<

вать данные стратиграфии и сведения о палеотечениях.

Южная часть Гудзоновв залива

Рнс. 13-10. Центры рассеяния M соотношение истопников сноса палео-

зойских н более молодых песчаников долины верхнего течения

р. Миссисипи. По [52]

С учетом того, что многие пески (если не большинство) являкж

переотложенными, т. е. образовались из более древних формаций, а τ

в свою очередь, образовались из еще более древних песчаников, знант

стратиграфии окажет существенную помощь при анализе питающн

провинций, поскольку поможет установить относительный возраст сл<

ев и определить, какие породы могли и какие не могли служить исто

инком сноса для изучаемого песчаника. Наиболее важным являете

распознавание несогласий, отражающих периоды эрозии. Составлен!

палеогеологических карт позволит выяснить, какие формации были о<

яажены, и поэтому могут рассматриваться в качестве потенциальны

источников сноса. Данные стратиграфии могут выявить, что крупнь

потенциальные области (типа кратона) ио время отложения исследу»

мых песков были покрыты известнякамп и, следовательно, не могл

являться областями сноса.

Анализ палеотечений также может оказаться полезным прн нзуч<

нии питающих провинций, в особенности при изучении формаций аллк

виального происхождения. Направление вверх по течению, восстано!

ленное по косой слоистости и другим текстурам, укажет нам, с како

стороны происходил снос. Можно даже оценить и расстояние до кра

области сноса — путем измерений изменения размера гальки в конгл<

<630

мератах, если таковые присутствуют в изучаемых осадках (этот вопрос

я другие, связанные с ним, рассматриваются в следующей главе).

Подводя итог, следует сказать, что исследователь должен собрать

зоедино все возможные данные —распределение легких и тяжелых ми-

нералов, информацию о палеореках, фацнальиых соотношениях, рас-

пределении и типах обломков пород как в песках, так и в конгломера-

тах, сведения о стратиграфии и крупных структурных элементах, — ко-

роче говоря, всю возможную геологическую информацию.

Ценные сведения об анализе питающих провинций можно почерп-

нуть в трудах Крынина [36], Дотти и Хьюберта [20], Тодда и Фолька

£74], Уолкера и Петтиджона [78]. Приведенные выше примеры осно-

вывались главным образом иа данных петрологии, т. е. на том, что

можно извлечь из анализа самих песчаников или конгломератов. Иссле-

дования Пэйна [47], Саттнера [70], Поттера и Прайора [52] н Тен-Ха-

.афа [32] относятся ко второму тнпу, и оин используют для расшифров-

ки истории питающих провинций данные региональной геологии, текто-

ники и стратиграфии.

-СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Allen, V. Т., 1948, Weathering and heavy minerals: Jour. Sed. Petrology, v. 18,

pp. 38—42.

2. van Andel, Tj. H., 1950, Provenance, transport ard deposition of Rhine sedi-

ments: Ph. D. dissertation, Univ. Groningen, 129 pp.

3. van Andel, Tj. H., 1959, Reflections on the interpretation of heavy-mineral ana-

lyses: Jour. Sed. Petrology, v. 29, pp. 153—163.

4. Anderson, /. L., 1948, Cretaceous and Tertiary subsurface geology: Maryland

Dept. Geol. Mines Water Resources, Bull. 2,

—

113

pp.

5. Barrell, /., 1908, Relations between climate and terrestrial deposits: Jour. Geol.,

v. 16, pp. 159—190, 255—295, 363—384.

6. Baturin, V. P., 1942, On stability and formation of minerals of abyssal geosphe-

cres Jn the stratisphere: Comptes Rendus, Dokl. Akad. Sci. URSS

v. 37, pp. 32—J4.

7. Biscaye, P., 1965, Mineralogy and sedimentation of Recent deep-sea clay in the

Atlantic Ocean and adjacent seas and ocean: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 76, pp. 803—832.

8. Blatt, H., 1967a, Provenance determination and recycling of sediments: Jour. Sed.

Petrology, v. 37, pp.

1031

— 1044.

9. Blall

Я., 1967b, Original characters of clastic quartz: Jour. Sed. Petrology,

-v. 37, pp. 401—424.

10. Blatt, H., and Sutherland, B., 1969, [ntrastratal solution and nonopaque heavy

!minerals in shales: Jour. Sed. Petrology, v. 39, pp. 591—600.

11. Boggs, S., Jr., 1968, Experimental study of rock particles: Jour. Sed. Petrology,

v. 38, pp. 1326—1339.

12. Boswell, P. G. H., 1923, Some aspects of the petrology of sedimentary rocks:

Proc. Liverpool Geol. Soc., v. 13, pp. 231—303.

13. Boswell, P. G. H., 1933 On the mineralogy of sedimentary rocks: London,

Jiurby

393 pp. _ ,

14. Boswell, P. G. H., 1942, The stability of minerals in sedimentary rocks: Quart.

Jour. Geol. Soc. London, v. 97, pp. Ivi— Ixxv.

15. Bramletle, M. N., 1929, Natural etching of detrital garnet: Amer. Mineral., v. 14,

pp. 336—337.

16 Bramlette, M. N., 1941, The stability of heavy minerals in sandstone: Jour. Sed

Petrology, v. II, pp. 32-36. , „ ,. . ,

17. Cogen, W. M., 1930, Heavy mineral zones of Louisiana and Texas G It Coast

sediments: Bull. Amer. Assoc Petrol. Geol., v. 24, pp. 2069 2101.

18. Cozzens, A. B., 1931, Rates of wear of common minerals- Washington Univ

Stud. Sci. Tech , n. s., no. Б, pp. 1—80.

19. Dickinson, W. R„ 1970, Interpreting detrital modes of graywacke and arkose

Jour. Sed. Petrology, v. 40, pp. 695—707.

20. Doty, R. W., and Hubert, J. F., 1962, Petrology and paleogeography of the

Warrensburg Channel Sandstone, western Missouri: Sedimentology, v. 1, pp 7—39

21. Dryden, A. L., and Dryden, C., 1946, Comparative rates of weathering f some

common heavy minerals: Jour. Sed. Petrology, v. 16, pp. 91 96.

22. Edelman, C. H., 1931, Diagenetische Umwandlungerschienungen am detritischen

Pyroxenen und Amphibolen: Forlschr, Min. Krist. Pet., v. 16, pp. 67—68.

631-