/
Автор: Панин А.В. Каревская И.А.
Теги: палеогеография историческая геология география геология учебное пособие науки о земле
ISBN: 978-5-89575-200-5
Год: 2012
Текст
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Географический факультет МГУ
2012
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
имени М. В. ЛОМОНОСОВА
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Реконструкция палеогеографических
событий и этапов
Учебное пособие
Под редакцией
И. А. Каревской, А. В. Панина
Географический факультет МГУ
2012
УДК 551.8(075)
ББК 26.323
П14
Рецензенты: д-р геогр. наук В. П. Чичагов
д-р геогр. наук А. А. Свиточ
Печатается по постановлению
Ученого совета географического факультета
Московского государственного университета
имени М. В. Ломоносова
П14 ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕ-
ДОВАНИЙ. Реконструкция палеогеографических со-
бытий и этапов: Учебное пособие / Под редакцией
И. А. Каревской, А. В. Панина. - М.: Географический фа-
культет МГУ, 2012. - 200 с.
ISBN 978-5-89575-200-5
Рассматривается комплекс аналитических методов изучения
рыхлых отложений, наиболее часто используемых при палеогеог-
рафических исследованиях: комплексный литологический, изотопно-
кислородный, палеомагнитный, палеофаунистические и палеоботани-
ческие методы. Излагаются физическая основа, граничные условия
применения и методика проведения аналитических исследований,
принципы и приёмы интерпретации результатов, возможности ис-
пользования при решении разноплановых задач в области палеоге-
ографии, геоморфологии и геологии.
Для студентов, аспирантов и специалистов географов, геологов,
биологов.
УДК 551.8 (075)
ББК26.323
© Коллектив авторов, 2012
ISBN 978-5-89575-200-5 © Географический факультет МГУ, 2012
ПРЕДИСЛОВИЕ
В учебном пособии в соответствии с учебной программой
излагается лекционный курс «Палеогеографические ме-
тоды исследования», который читается студентам IV курса ка-
федры геоморфологии и палеогеографии географического факуль-
тета МГУ в рамках нового образовательного стандарта ГОС
МГУ. Учебный курс рассчитан на 42 аудиторных часа. Целью
лекционного курса является знакомство студентов с комплексом
аналитических методов исследования, которые наиболее часто и
эффективно используются при решении палеогеографических и, в
частности, палеогеоморфологических задач теоретического или
прикладного характера.
В последние два десятилетия на факультете был издан целый
ряд методических руководств и учебных пособий как по отдель-
ным аналитическим методам (Власов, Куликов, 1988; Ананьева,
1998; Каревская, 1999), так и по комплексному сопряженному ана-
лизу рыхлых отложений (Методы диагностики..., 1999; Методы
палеогеографических..., 2010). Пособие акцентирует внимание чи-
тателя на геоморфологической интерпретации аналитических
результатов.
Аналитические методы исследования внедрены в научные и
производственные сферы географии и смежных с ней дисциплин:
геологии, археологии, биологии, экологии и др. Аналитические ме-
тоды исследования рыхлых отложений применяются при реконст-
рукции условий флювиального, озёрного и ледникового литоморфо-
генеза, при изучении донных осадков морей и океанов, при поиске и
прогнозных оценках россыпных месторождений и решении прочих
задач геоморфологии и палеогеографии четвертичного периода. Они
позволяют проводить межрегиональные стратиграфические и па-
леогеографические корреляции, которые лежат в основе реконст-
рукции отдельных крупных этапов эволюции природы. Послойное
изучение осадков разного генезиса комплексом аналитических
методов даёт возможность детализировать палеогеографические
события в истории Земли.
Знание существа того или иного аналитического метода необ-
ходимо для его корректного применения при решении исследова-
3
тельских задач, а также для осмысленного восприятия результа-
тов исследований, опубликованных в научной литературе. Поэто-
му в учебном пособии излагаются не только основы каждого ме-
тода в системе литологических, физико-химических, палеонтоло-
гических и географических исследований, но и особенности
геоморфологической и палеогеографической интерпретации анали-
тических данных, недостатки и ограничения методов. Рассматри-
ваются задачи, к решению которых приложение данного метода
будет максимально результативным, - определение генезиса и фа-
циальной принадлежности осадков, оценка физических и химичес-
ких характеристик среды осадконакопления (для водных осадков),
реконструкция ландшафтных условий накопления осадков и т. д.
Студентам необходимо иметь представление о геологическом ин-
тервале, в пределах которого результативны данные того или ино-
го аналитического исследования, о возможных ошибках и допус-
ках в результатах. Немаловажен выбор материала, общие правила
и специфика отбора рыхлых отложений для разных видов анализов,
правила хранения образцов.
Обзор аналитических методов реконструкции палеогеографи-
ческих условий и событий делится на две группы - литологичес-
кие и физико-химические (или небиологические) и палеонтологи-
ческие (или биологические) - решающие задачи диагностики и
распознавания происходивших в прошлом событий (в том числе
геоморфологических), т. е. отвечающих на вопросы: «Что и в ка-
ких условиях произошло?».
В пособии рассматриваются подходы к интерпретации ана-
литических данных и к палеогеографическим реконструкциям;
приводятся примеры применения результатов анализов для палео-
географических и геоморфологических построений. Основной упор
делается на комплексное изучение рыхлых отложений с использо-
ванием серии аналитических методов исследования и с определе-
нием чёткой геоморфологической позиции рыхлых толщ. Геомор-
фологический метод сам по себе имеет большое значение в чет-
вертичной палеогеографии. Его применению посвящен целый ряд
курсов, читаемых на кафедре, поэтому в данном пособии он от-
дельно не рассматривается.
Многие разработки методического и прикладного характера, а
также приводимые примеры опираются непосредственно на автор-
4
ские материалы - результаты собственных палеогеографических
и геоморфологических исследований в Подмосковье, Прикаспии,
Закарпатье, на Кавказе, Урале, Алтае, в Туве, на Дальнем Востоке
России.
И. А. Каревская, А. В. Панин
ЛИТЕРАТУРА
Ананьева Э. Г. Литолого-минералогический анализ при геоморфологичес-
ких и палеогеографических исследованиях. - М.; Смоленск: Изд-во СГУ,
1998.140 с.
Власов В. К., Куликов О. А. Радиотермолюминесцентный метод датирова-
ния рыхлых отложений: Методическое пособие. -М.: Изд-во Моск, ун-
та, 1988.72 с.
Каревская И. А. Спорово-пыльцевой анализ при палеогеографических и
геоморфологических исследованиях. - М.: Географический факультет
МГУ, 1999.114 с.
Методы диагностики и корреляции палеогеографических событий / Под
ред. П. А. Каплина. -М.: Географический факультет МГУ, 1999.356 с.
Методы палеогеографических реконструкций: Методическое пособие / Под
ред. П. А. Каплина, Т. А. Яниной. -М.: Географический факультет МГУ,
2010.430 с.
ВВЕДЕНИЕ
СОПРЯЖЕННЫЙ АНАЛИЗ НОВЕЙШИХ
ОТЛОЖЕНИЙ
Сопряженный анализ (или комплексный метод изучения)
новейших отложений является основным современным
подходом к исследованию природной среды позднего кайнозоя (Ру-
ководство... , 1987; Методы... , 2010). Под сопряженным анали-
зом понимается оптимальное сочетание частных методов изуче-
ния континентальных и морских новейших отложений: геоморфо-
логических, литологических, геохимических, геохронологических,
палеоботанических, палеофаунистических, археологических. Коли-
чество методик, применяемых при исследовании даже одного раз-
реза отложений, может достигать нескольких десятков В резуль-
тате проведения аналитических работ исследователь получает
научно обоснованные данные о строении, составе, свойствах, ус-
ловиях и факторах формирования новейших отложений, позволяю-
щих проводить теоретические палеогеографические реконструк-
ции и решать практические задачи в областях оценки и прогноза
месторождений полезных ископаемых, экологии, инженерной гео-
графии и геологии.
Метод разработан по инициативе академика К. К. Маркова и с
конца 1960-х годов развивается в Лаборатории новейших отложе-
ний и палеогеографии плейстоцена географического факультета
МГУ. Широкое применение в палеогеоморфологии позднего кай-
нозоя он нашел на кафедре геоморфологии и палеогеографии.
Теоретическая основа метода включает три базовых понятия:
палеогеографическая территория, палеогеографическая модель
осадкообразования и сопряженный анализ отложений опорного раз-
реза.
Региональный палеогеографический анализ предусматрива-
ет выделение единиц палеогеографического районирования -
территорий и районов со сходными закономерностями развития в
плейстоцене («страторайоны» по К. К. Маркову) (Методы... па-
6
леогеографических реконструкций, 2010). В пределах единиц па-
леогеографического районирования направленные, ритмические и
циклические изменения климата и ландшафтов определяют усло-
вия протекания и виды процессов (парагенез) седиментогенеза То
есть свойства новейших отложений определяются палеогеографи-
ческими условиями территории.
Процесс формирования свойств отложений описывается по-
нятийной палеогеографической моделью осадкообразования.
предложенной Н. Г. Судаковой и С. С. Карпухиным (Руковод-
ство по изучению..., 1987). Элементарной (неделимой) частью
новейших рыхлых пород является фация осадка - элементар-
ный объем отложений, характеризующийся определенным ли-
гологическим и петрографическим составом, палеонтологичес-
кими, палеоботаническими и археологическими остатками, сфор-
мированный определенным экзогенным геологическим
процессом при соответствующих физико-географических усло-
виях в течение ограниченного отрезка геологического времени.
К основным свойствам новейших отложений, которые возника-
ют в процессе седиментогенеза и их последующем диагенезе,
относятся свойство унаследованное™, фациально-генетическое
свойство, свойство географической изменчивости, свойство эво-
люции. Эти свойства формируются в результате действия че-
тырех групп факторов. К провинциально-геологическим фак-
торам относятся пространственные изменения петрографичес-
кого, минералогического и химического состава коренных и
рыхлых горных пород терригенно-минералогических и питаю-
щих провинций. К динамико-генетическим факторам относят-
ся тип и динамика экзогенных геологических процессов; дина-
мическое состояние рельефа; темп, амплитуда и дифференци-
рованность неотектонических движений; разновидность и
интенсивность процессов вулканизма и магматизма в новейшее
время. Ландшафтно-зональные факторы определяют харак-
тер и интенсивность процессов почвообразования, гипергенеза
через прямое и косвенное воздействие живых организмов и кли-
мата. Историческое развитие определяет направленность,
ритмичность и цикличность факторов осадкообразования в гео-
логическом времени.
7
Сопряженный анализ проводится путем исследования новейших
отложений, слагающих опорный разрез* - основной объект ком-
плексного изучения осадочных фаций осадка в пределах палеоге-
ографической территории. Полнота геологической летописи опор-
ного разреза и оптимальность выбранных частных методов изуче-
ния определяют достоверность и полноту палеогеографических
реконструкций.
Цель сопряженного анализа заключается в получении предста-
вительных данных о свойствах, условиях залегания, возрасте, фак-
торах и условиях образования новейших отложений для террито-
рии со сходными закономерностями формирования природной сре-
ды и ее эволюции в позднем кайнозое. Задачи сопряженного
анализа:
• поиск оптимального по палеогеографической представительно-
сти и полноте геологической летописи опорного разреза;
• выделение в опорном разрезе оптимального набора фаций для
определения условий залегания и отбора образцов;
• обоснование оптимального комплекса независимых и взаимо-
дополняющих частных методов для изучения разреза;
• определение палеогеографических условий, факторов и исто-
рии формирования новейших отложений;
• реконструкция условий формирования палеорепьефа и других
компонентов палеоландшафта;
• хронологические, стратиграфические и палеогеографические
корреляции;
• выявление исторической последовательности в эволюции па-
леоландшафтов и палеорельефа.
Методика сопряженного анализа предусматривает выполнение
следующей последовательности действий:
1) сбор, систематизацию и критический анализ ранее получен-
ных данных о строении аккумулятивных форм рельефа, свой-
*Опорный разрез новейших отложений - совокупность естественных и
искусственных горных выработок, которые коррелируются между собой,
стратиграфически дополняют друг друга и содержат максимально полную
информацию об условиях залегания, основных свойствах и палеогеогра-
фических условиях образования рыхлых горных пород неоген-четвертич-
ного возраста.
8
ствах отложений и условиях их залегания, геологическом воз-
расте основных толщ, проведенных ранее хронологических,
стратиграфических и палеогеографических корреляциях;
2) составление опорного разреза из частных геологических раз-
резов с их обязательной приуроченностью к основным гене-
тическим типам аккумулятивных форм рельефа, с учетом
индивидуальных особенностей залегания отложений, их гра-
нулометрического, петрографического, фаунистического со-
става;
3) определение комплекса частных методов изучения отложе-
ний,
4) изучение разрезов отложений и предварительная корреляция
основных толщ опорного разреза;
5) определение основных свойств отложений при сопоставле-
нии и совместной интерпретации результатов частных ана-
лизов;
6) проведение стратиграфической и хронологической корреля-
ции разрезов отложений, составляющих «опорный» разрез, с
учетом ранее изученных разрезов данной территории;
7) определение условий, факторов и истории формирования от-
ложений. основных палеогеографических этапов развития
территории;
8) проведение хронологической, стратиграфической и палеоге-
ографической корреляции изученного опорного разреза и опор-
ных разрезов удаленных палеогеографических территорий.
После полевого изучения составляются предварительная схе-
ма «опорного разреза», состоящего из частных разрезов, сводный
геоморфологический профиль «опорного разреза», «рабочие» хро-
нологическая и стратиграфическая корреляционные схемы. Даль-
нейшая интерпретация результатов заключается в совместном ана-
лизе данных частных методов. Применение частных методов ог-
раничивается, как правило, установлением литологических,
возрастных и других критериев основных свойств фаций осадков
для их сопоставления в одном или серии близкорасположенных гео-
логических разрезов. По результатам совместной интерпретации
составляются корреляционные хронологическая, стратиграфичес-
кая, палеогеографическая таблицы, сводные профили, которые со-
9
провождаются текстовыми описаниями, включая приложения с дан-
ными аналитических исследований отложений и их интерпретации.
На следующих, обобщающих этапах работ, материалы «опорных
разрезов» используются для составления литологических, палео-
географических, палеогеоморфологических карт и схем разного
масштаба, специализированных карт, на которых отражаются па-
леогеографические условия формирования отложений, литологичес-
кие условия формирования месторождений полезных ископаемых,
экологических обстановок и др.
При хронологических, стратиграфических и палеогеографичес-
ких корреляциях нередко выявляется неопределенность или проти-
воречивость результатов частных методов. Применение дополни-
тельных «независимых» методов, дополняющих уже полученные
данные, отчасти снимает возникшие противоречия в установлении
генезиса, возраста, других свойств отложений и палеогеографичес-
ких условий их образования. В таких случаях методика интерпрета-
ции данных сопряженного анализа предусматривает использование
«ведущего метода» или группы методов. Обычно главным критери-
ем при разрешении спорных вопросов выступают условия залегания
толщи (слоя, горизонта) в геологическом разрезе, а также ее поло-
жение в аккумулятивной форме рельефа. Определение возраста от-
ложений, хронологические и стратиграфические корреляции требу-
ют использования нескольких методов абсолютной геохронологии.
Один из приемов анализа эволюции палеогеографических усло-
вий по результатам сопряженного анализа заключается в выделе-
нии временных срезов, для которых выявлены существенные па-
леогеографические события. Для палеогеографических корреляций
используются критерии, которые позволяют выявить палеогеогра-
фические события и обосновать их пространственные и времен-
ные границы: этапы в развитии рельефа и эволюции флоры и фау-
ны, ритмические изменения климата, чередование ледниковых и
межледниковых эпох и т. д.
Сопряженный анализ за период его разработки стал основным
методом комплексного изучения новейших отложений в теорети-
ческих и прикладных целях при палеогеографических и геоморфо-
логических исследованиях. Создана сеть опорных разрезов рых-
лых отложений Северной Евразии, изучение которой позволило со-
здать современную научную основу представлений об эволюции
10
природной среды (Разрез..., 1973; Методы..., 2010). Применение
опряженного анализа позволило впервые решить вопросы палео-
жологии мамонтовой фауны, которые определяются локальными
। ia юогеографическими условиями области развития многолетнемер-
и । ых пород в условиях резко континентального климата (Шило и др.,
19X3). Метод нашел применение при рассмотрении основных зако-
। юмерностей формировании одной из основных формаций новейших
отложений внеледниковой области - почвенно-лессовой формации
(Ьолиховская, 1995). Метод является основой в корреляции этапов
палеогеографических событий культуры палеолитического челове-
ка (Лазуков и др., 1981). Сопряженный анализ эффективно использо-
ван для решения теоретических (история развития рельефа, стра-
। играфия новейших отложений) и практических (геоморфологичес-
кие условия формирования россыпей) задач при региональных
। соморфологических исследованиях на Северо-Востоке и Дальнем
Востоке России (Геоморфология Амуро-Зейской равнины..., 1973,
Стратиграфия..., 1984, Геоморфологический анализ..1988), в цен-
। рал ьных и южных районах Русской равнины (Еременко, Панин, 2010).
Контрольные вопросы
1. Цель и задачи проведения сопряженного (комплексного) ме-
। ода изучения новейших отложений.
2. В чем состоит теоретическая основа сопряженного анализа
। ювейших отложений?
3. Что такое «опорный разрез» новейших отложений?
4. Укажите последовательность применения сопряженного ана-
лиза новейших отложений.
5. Какие теоретические и практические вопросы решаются с
применением сопряженного анализа новейших отложений?
ЛИТЕРАТУРА
Основная
Методы палеогеографических реконструкций: Методическое пособие / Под
ред. П. А. Каплина, Т. А. Яниной. -М.: Географический факультет МГУ,
2010.430 с.
Руководство по изучению новейших отложений. - М.: Изд-во Моск, ун-та,
1987.237 с.
11
Дополнительная
Ананьев Г. С., Ананьева Э. Г и др. Геоморфологический анализ областей
древнего вулканизма. - Владивосток: ДВО АН СССР, 1988.240 с.
Болиховская Н. С. Эволюция лессово-почвенной формации Северной Ев-
разии. - М.: Изд-во Моск, ун-та, 1995.270 с.
Геоморфология Амуро-Зейской равнины и низкогорья Малого Хингана /
Отв. ред. С. С. Воскресенский. -Изд-во Моск, ун-та.Ч. 1. 1973.276 с.;
4.2. 1973.96 с.
Еременко Е. А., Панин А. В. Ложбинный мезорельеф Восточно-Европейс-
койравнины. -М.:МИРОС,20Ю. 192 с.
Природа и древний человек (основные этапы развития природы палеоли-
тического человека и его культуры на территории СССР в плейстоце-
не) / Сост. Г И. Лазуков. - М.: Мысль, 1981.224 с.
Разрез новейших отложений Мамонтова Гора / Под ред. К. К. Маркова. -
М.: Изд-во Моск, ун-та, 1973.310 с.
Стратиграфия четвертичных отложений Индигиро-Колымского среднего-
рья. -М.: Изд-во Моск, ун-та, 1984. 84 с
Судакова Н. Г. Палеогеографические закономерности ледникового лито-
генеза. -М.: Изд-во Моск, ун-та, 1990.160 с.
Фролов В. Т Литология. Учеб, пособие. Т. 3. -М.: Изд-во Моск, ун-та, 1995.
352 с.
Шило Н. А., Ложкин А. В., Титов Э. Э., Шумилов Ю. В. Киргиляхский ма-
монт. Палеогеографический аспект. -М.: Наука, 1983.214 с.
ЧАСТЬ I
ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ И ФИЗИКО-
ХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Глава 1
КОМПЛЕКСНЫЙ ЛИТОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
TV* омплексный литологический анализ (КЛА) — набор част-
ных методов в структуре палеогеографических исследо-
ваний, изучающих литологические особенности новейших рыхлых
отложений. Применение КЛА в палеогеографии и геоморфологии
< м шруется на понятии «фация» и факторах, накладывающих отпе-
ча ток на ее формирование и последующие преобразования. Фация
(от лга. facies - лицо, облик) - это осадок с единым набором при-
11аков, сформировавшийся в единых условиях на ограниченной тер-
ритории. Характеристики фаций обусловлены одновременно несколь-
кмми факторами - геологическими и литологическими, тектони-
ческими и геоморфологическими, ландшафтно-климатическими и
11 ространственно-временными.
В области интересов КЛА лежат также генетические типы от-
южений или совокупность горных пород, образованных определен-
ными процессами транспорта и аккумуляции вещества в сходных
палеогеографических обстановках (понятие, введенное А. П. Пав-
ловым и развитое Е. В. Шанцером). В состав генетического типа
входят одна или несколько фаций.
В качестве методологической основы КЛА можно выделить не-
сколько крупных теорий: питающих и терригенно-минералогических
провинций (Батурин, 1947), климатической обусловленности литоге-
неза (Страхов, 1963), направленности, ритмичности и метахронного
развития природной среды (Марков, 1960-1986), ископаемых фаций
(Крашенинников, 1971), генетических типов (Шанцер, 1966; Лавру-
шин, 1976), многофакторности литосистем (Судакова, 2010) и др.
Поиск ответов на палеогеографические вопросы путем примене-
ния КЛА заключается в решении следующих задач (Судакова, 1987):
13
• выделение фациально-генетических комплексов и стратигра-
фическое расчленение толщ осадков;
• определение закономерностей формирования и развития во вре-
мени и пространстве состава отложений;
• сравнение и корреляция отдельных горизонтов между собой;
• выполнение палеогеографических реконструкций.
Множественные аспекты осадкообразования и его трансформа-
ции во времени решают частные методики - анализ текстурных и
физико-механических особенностей отложений, гранулометричес-
кий анализ, комплексный минералогический анализ и комплексный
анализ обломков (табл. 1.1). Каждая из них имеет различную сте-
пень информативности и самостоятельности (полноты ответа на
тот или иной палеогеографический вопрос), по-разному отражает
изменчивость природных компонентов.
Основная сложность КЛА состоит в том, что осадки накапли-
вались не повсеместно в отдельно взятый временной отрезок, они
могли быть частично разрушены или полностью уничтожены пос-
ле формирования. Еще одна проблема - отсутствие унификации
частных методов. В связи с тем, что один и тот же анализ (напри-
мер, гранулометрический) может проводиться по разным методи-
кам, все частные методы имеют различный уровень и вариатив-
ность технологической базы, а также степень разработанности
методических основ интерпретации данных, возникает вопрос о со-
поставимости результатов внутри системы КЛА.
Общая структура работ в рамках выполнения КЛА представ-
лена на рис. 1.1. На предполевом и начальном полевом этапах ис-
следований производится выбор представительного разреза (ес-
тественного обнажения, буровой скважины, шурфа, канавы и т. п.)
и полного его документирования. Перед началом работ осуществ-
ляется географическая привязка разреза: определяются положе-
ние в рельефе и отношение к заметным ориентирам на местности,
плановые и высотные координаты (в том числе с помощью сис-
тем спутникового позиционирования). Далее проводится зачистка
стенки открытого разреза либо очищение бурового керна (по воз-
можности, без нарушения естественной структуры и текстуры осад-
ка), фотографирование и масштабная зарисовка (рекомендуемый
масштаб - 1:10; рис. 1.2). При этом используется весь арсенал ин-
14
гигвнв иилэаь |
-итоггофдоиодяиэд |
Общие и частные вопросы палеогеографии, решаемые с помощью комплексного
литологического анализа
ЕИИВНВ ИИЯЭ
-hiLioiredoH
-ИИ ИННЭЯЭЕПИО^
яолиоггдо
ЕИ1Г
-вне И1ЧНЭЯЭ1ШИ0}[
81ЭИ09Э
ХИЯЭЭЬИНЕХЭИ
-омишф ЕШЛЖу
ЕИКВНВ ИИЯЭ
-9hHdiai\oirXHBdj
сКгЭЯЭХ ЕИЕВНу
-------—4-
СЗ
емые вопросы чй, -генетическая обстанов я
СЗ е о s
3 О X Д
О нП О
си Генезис отло> в т. ч. фациал осадконакопл
1 S
ли а § *
s х ж
о: ой сад енн ще
Е $4 Q
Я S
1) (D S Оч О
п Е ь- Он Оч
Е Е у и о
о о о Н Е
сз ло НН СЗ
S О сЗ >< °
о О BQ ё о
& И г до >Щ] сн ва
.1 оса, епен] 1асле итаю асти щест
о Е 4 о _ Ю CQ
о Оч о ние жой иип 10) И ЭИНС
Динамика Опре деле тологичес У станов л< провинци аккумуля!
кой В |=: о
0^ 3
в- СЗ S ч
§ О £ X сЗ о н
Й о ffi о
& о. О <D О Оч S Е
Е S о
Ь § Е
дшафтно- шения и г апов фор о 5 6 сЗ Q- О о осадков
* S СЗ О В
5 х & о § о о в г=: о
еконструкг эеды осадю еконструк гложений тратиграф орреляция
Еч о CL Q о
15
5»
a
a
о
a
§
I
§
a
>а
о
а
а
о
3
Выбор разреза
(с учетом геоморфологической ситуации, максимальной информативности, коренного залегания)
а
8
§
&
а
S
а
а
а
а
сз
&
g
о
а
3
а
о
СХ
3
а
о
3
2
о
2
о
»3
3
*
£
9
О
о
!«
a
g
о
§
g
I
Cl
<\T
>3
I
о
&
3
>3"
g
5D
О
a
>3"
§
>3
§
a
з
<\>
о
§ S3 £7
cl
53
&
3
'S
8
a
a
&
а
о
а
>3
£
а
§
а
&
%
<о
а
а
S
s
р
Б
о
к
£'
§
Б
S
а
а
ж
3
а
3
8
а
со
Ж
а
§
§
>а
S
2
§
а
53
>3
а
§
о
о
3
§
a
q
зз
>a
3
CC
О
§
g
ж
I
о
a
I
a
a
I
Q
5
cn
>S
a
a
о
a
8
g
I-&.
i с*)
J g
; §
sc
8
>3
g
3
s
a
з
a
i
8
§
a
53
>3
§
i
I
a
a
3
2
8
I
I
§
S-
>3
a
a
§
§
§
tt
i
>а
к
s
&
CJ
a
a
CJ
£
2
s
c
a
а
а
О
s
§
a
о
I
Q
s
к
§
3
I
a
a
о
I
s
§
a
53
§
a
H
a
g
за
о
a
I* I
a a
£ Q
Ю
о
о
о
§
g.
г
a
<D
a
a
<D
s
4
«
a
a
a
§
о
a 2
co
о
cu
a
a
о
a
ex
О о
О
а
sa
a i
a
03
&l
о s
Q t
a :
к I
« £*'
2 :
Л ;
a
ex
о
I
Рис. 1.1. Структура комплексного литологического анализа
16
Рис. 1.2. Фрагмент масштабной зарисовки стенки естествен-
ного обнажения: А - поверхность стенки, Б - объемная зарисов-
ка Отбор монолита (В)
сгрументов землекопа и художника - лопаты, шпатели, кисточки.
()писание вскрытой толщи включает выделение слоев с определе-
нием их мощностей и глубин залегания кровли и подошвы, полевое
определение механического состава породы, фиксацию характера
млегания слоев, цвета осадка и его изменений, текстурных осо-
бенностей. наличия минеральных и органических включений, вто-
ричных изменений толщи, поведения слоев в вертикальном и лате-
ральных направлениях, характера границ. Завершается работа над
разрезом отбором образцов с составлением их полного каталога и
нанесением мест отбора на рисунок и/или фотографию.
Отбор образцов на КЛА подчинен ряду общих правил. Во избе-
жание загрязнения он проводится снизу вверх. Образцы на разные
виды анализов отбираются рядом, с одной и той же глубины, либо
путем деления общего образца. По вертикали образцы берутся с
17
определенным шагом, зависящим от механического состава осад-
ка, либо сплошной колонкой с учетом границ отдельных слоев и
горизонтов. При монотонной толще обязателен отбор с кровли,
подошвы и из центральной части слоя. Максимальные интерва-
лы следующие: торф и глина - 5 см, супесь, суглинок, песок, гра-
вий, дресва - 15-20 см, галька, щебень - 30-50 см, валуны и глы-
бы - 50-80 см. Средний объем образца зависит от метода иссле-
дования, подчиняясь правилу увеличения объема образца с
увеличением размерности слагающих его частиц. Например, для
проведения гранулометрического анализа песчано-глинистых осад-
ков требуется навеска более 30 г. С учетом последующего квар-
тования с целью получения максимальной представительности
вещества, требуется образец весом от 200 до 500 г. Для крупнооб-
ломочного материала масса образца для статистически коррект-
ного анализа может составлять до сотен кг. Образцы на физико-
механический анализ вещества должны быть отобраны таким об-
разом, чтобы до поступления в лабораторию они сохранили
естественную влажность и структуру. Отбор образцов с целью
последующего изготовления шлифов с ненарушенной структурой и
текстурой породы производится с аккуратно зачищенной стенки
разреза (обнажения и т. п.). Для этого вырезается монолит нуж-
ных размеров (в среднем - 3x3x3 см), помещается в коробку с
обозначением ориентировки образца по сторонам горизонта и по-
ложению в разрезе (верх - низ). При необходимости образец зак-
репляется канифолью, лаком и т. п. для предотвращения разруше-
ния в процессе транспортировки (см. рис. 1.2).
1.1. Анализ физико-механических
свойств осадка
Под физико-механическими свойствами (ФМС) рыхлых отло-
жений понимаются влажность, удельный и объемный вес, пластич-
ность, прочность и другие. Эти свойства отложения приобретают в
процессе осадконакопления и дальнейшего диагенетического преоб-
разования. в них отражаются географические и геоморфологичес-
кие условия осадкообразования и гипергенеза (см. табл. 1.1). При
этом следует учесть, что изучаемые свойства отражают состояние
осадка в естественном залегании на момент отбора образца.
18
ФМС напрямую зависят от минералогического и грануломет-
рического состава отложений. Например, наибольшая сжимаемость
и наименьшая пористость отмечается для слюдистых песков, а
высокое содержание монтмориллонита увеличивает значения пре-
дела текучести. При изменении концентрации солей в составе осад-
ка изменяется степень набухания, пластичность и сжимаемость;
наличие органического вещества способствует повышению влаго-
м кости и пористости материала, увеличение содержания глинис-
|ой фракции повышает значения естественной влажности грунта
Общая, или естественная влажность осадка (W, %) — это
количество воды, содержащейся в порах грунта. Естественная
влажность определяется как отношение разницы веса грунта с ес-
। ‘сгвенной влажностью и веса абсолютно сухого грунта к весу
। >солютно сухого грунта, умноженное на 100%. Она зависит от
положения слоя относительно уровня грунтовых вод, литологичес-
ких, геоморфологических и климатических условий среды. Макси-
мально возможная для породы влажность называется «влагоём-
кость».
Удельный вес грунта (у, г/см3) является величиной, зависящей
< > । минералогического состава отложений и равен отношению веса
минеральных частиц (скелета) к их объему. При высокой концент-
р щи и тяжелых минералов удельный вес увеличивается, при повы-
шении содержания гумуса и органического вещества - уменьша-
v । я. Как правило, удельный вес породы определяется пикномет-
рическим методом.
Объемный вес грунта (г/см3) равен весу единицы объема грун-
। । и характеризует его структурные особенности. Выделяется
объемный вес влажного грунта (А) и объемный вес абсолютно су-
ма о вещества (скелета) (<5с). Первый непосредственно зависит от
влажности осадка, его пористости и минералогического состава.
11од общей пористостью (h. % или доли единицы) понимают
уммарный объем пор в единице объема грунта. Общая порис-
|ость зависит от формы, размеров и однородности частиц, слага-
ющих породу, плотности их сложения, наличия мелких пор, трещин
и г д. Определенные значения плотности вещества обусловлены
условиями образования породы, выносом отдельных составляю-
щих, возможной перекристаллизацией минерального скелета. Про-
н модной от пористости грунта является его проницаемость -
19
свойство породы пропускать жидкость или газ при наличии пере-
падов давления.
Способность осадка изменять форму под воздействием внеш-
него давления и сохранять полученную форму при снятии нагрузок
называется пластичностью. Степень пластичности зависит от
гранулометрического и минералогического состава породы, в пер-
вую очередь, от глинистой составляющей. Диапазон изменения
влажности грунта, при котором он обладает пластическими свой-
ствами, называется числом пластичности Wn, % и рассчитывает-
ся как разность между верхним Wt и нижним Wp числами плас-
тичности. Первое характеризует значение, при котором порода пе-
реходит из пластичного состояния в текучее (иначе - предел
текучести), второе - переход из пластичного состояния в твердое
(иначе - предел раскатывания). Чем выше число пластичности,
тем более пластичен грунт.
Деформационные свойства породы или свойства, проявляю-
щиеся под нагрузкой, не приводящей к разрушению породы, харак-
теризуются модулем общей деформации, коэффициентами попереч-
ной деформации, уплотнения и т. д. Прочность грунта или его свой-
ства, проявляющиеся под нагрузкой, превосходящей критическую,
определяется по разнообразным параметрам сопротивления сдвигу.
Среди прочих физико-механических свойств можно назвать гиг-
роскопичность, набухание, размокание, угол внутреннего трения,
сцепление, слипаемость, некоторые коэффициенты (оттаивания,
вязкости, нелинейной деформации, сжимаемости, просадочности)
и др.
В инженерно-геологических изысканиях набор физико-механи-
ческих характеристик грунта и способ их определения регламен-
тируется ГОСТами (Государственными стандартами) и СНиПа-
ми (строительными нормами и правилами). Для каждого типа по-
род приняты свои методики определения физико-механических
свойств и приборная база.
Отдельные показатели физико-механических свойств грунта
могут быть использованы для фациально-генетического и стратиг-
рафического расчленения толщ четвертичных осадков. Например,
по данным А. И. Введенской (1987), в Московском регионе хоро-
шо расчленяются разновозрастные моренные комплексы. Днеп-
ровская морена обладает числом пластичности равным 17,1±1,1, а
20
। псковская- 1l,9±0,8. Различаются объемный вес скелета грунта
(московскаяморена - 1,86±0,07 г/см3, днепровская-1,77±0,05 г/см3)
и предел текучести (22,1±2,1 и 29,9±2,6%, соответственно). Порис-
то ь и просадочность выступают хорошим диагностическим при-
ликом при разделении лёссов и лессовидных отложений. Некото-
pi 1ми исследователями отмечается изменение коэффициентов по-
ри . • гости и просадочности лессов в зависимости от географического
(и тдшафтно-зонального) положения толщи (Лысенко, 1966).
1.2. Текстурный анализ
Текстура (от лат. textura - ткань, строение) - это внешний об-
щи слоёв рыхлых отложений, расположение и взаимоотношения
и \ составных частей в пространстве. Один из важнейших текстур-
ных признаков - слоистость. При текстурном анализе оперируют
целующими понятиями: «пласт», «слой», «слоёк». Пласт отложе-
нии маркирует региональную смену условий осадконакопления,
toil - единица слоистой толщи, характеризующая изменение ус-
иовий на локальной площади, слоёк - составная часть слоя, сфор-
мированная в существенно неизменявшихся условиях при посте-
пенном поступлении более или менее близкого вещества и отража-
ющая периодические пульсации в ходе осадконакопления.
Текстурный анализ рыхлых отложений имеет ряд сложностей,
♦ вязанных с диагностикой разрушения, накопленной ранее толщи
осадка, разграничением первичных и вторичных (в том числе на-
иоженных) текстурных особенностей. Сходные текстурные при-
шаки могут быть сформированы под влиянием разнородных и раз-
нонаправленных эндо- и экзогенных процессов и в абсолютно раз-
ных обстановках осадконакопления и диагенеза. Например,
слоистость типа «рябь» может формироваться как в руслах рек,
1ак и на озерных отмелях, приливно-отливных берегах или песча-
ных шельфах морей. С другой стороны, в пределах одного генети-
ческого типа отложений, сформированного за короткий временной
промежуток, текстурные признаки могут сильно различаться. При-
мером служат аллювиальные отложения с косослоистой фацией
руслового аллювия и горизонтально слоистой пойменной фацией.
Следовательно, только рассмотрение всего разнообразия обнару-
женных текстур с выделением факторов и условий их формирова-
21
ния и сопоставление результатов текстурного анализа с данными
других аналитических исследований даёт возможность делать окон-
чательные выводы о происхождении и истории формирования той
или иной толщи осадка.
Текстурный анализ мало информативен при работе с буровым
керном, так как есть риск деформации текстур при бурении, и даёт
лишь общие представления об особенностях осадка. В естествен-
ных обнажениях текстурные особенности более отчетливы вслед-
ствие препарации поверхности эоловыми процессами и процесса-
ми выветривания.
Алгоритм проведения текстурного анализа следующий. После
первоначального описания исследуемой толщи, проводится разметка
разреза с маркировкой (каждого десятого метра, каждых 50 см
и т. д. - в зависимости от детальности исследования), намечают-
ся границы слоевых единиц. Проводится зарисовка разреза в мас-
штабе (от линии рельефа дневной поверхности), например, 1:1 000 с
указанием ориентировки линии обнажения в пространстве, элемен-
тов залегания пластов и слоев, вторичных изменений и прочее. По
возможности необходимо отрисовывать все элементы, которые от-
ражаются в выбранном масштабе. В шурфах и канавах полезна
зарисовка всех стенок. Интересную и достоверную информацию
могут дать объемные зарисовки (в плоскостях параллельных и
перпендикулярных дневной поверхности или поверхности осадоч-
ных образований), проводящиеся при последовательном снятии
слоев грунта через определенные интервалы (см. рис. 1.2.Б)
При проведении собственно текстурного анализа отложений
выделяют отличные по рисунку и взаимоотношению слагающих
толщу обломков типы слоистости, трещины (усыхания, морозобой-
ные), отпечатки (водной пены, кристаллов, организмов), следы (уре-
зов воды, прибоя, течения струй воды или грунта), текстуры и сле-
ды размыва, заполнения, внедрения, оползания, био- и криотурба-
ции, следы жизнедеятельности организмов и т. д.
Анализ начинается с выделения отдельных слоев. Они могут
соответствовать режимам и темпам седиментации, источникам
сноса материала и характеру его последующего преобразования.
Выделение основано на выявлении поверхностей напластования
либо других литологических признаках, например, цвете породы в
толщах, визуально однородных в текстурном и структурном отно-
22
ни ним. Поверхность напластования — это плоскость с простран-
। нс н ной протяженностью и ориентировкой, отвечающая отсут-
к 1нию осаждения вещества, резкому изменению условий осадко-
накопления или разрушению, служащая поверхностью осаждения
hi я перекрывающего осадка Она определяет геометрию слоя,
выражена в разрезе в виде границ (линий, областей) между слоя-
ми Дробность выделения слоев (пластов, линз и др.) определяет-
। характером разреза и детальностью исследования.
Исследование границ (контактов) дает ценный материал для
р конструкции геологических и палеогеоморфологических собы-
ши. Границы могут быть обусловлены фациальными изменениями
(oi носительно постепенный переход от слоя к слою), перерывами
н i сдиментации (резкие и отчетливые контакты неправильной, вог-
ну гой или ровной формы), изменениями осадконакопления при не-
прерывности седиментации (формы взаимопереходов слоёв). При
и лучении границ необходимо обращать внимание на следующие осо-
бенности: степень отчетливости, особенности поверхности напла-
। ования, степень выдержанности; обусловленность перехода од-
И01 о слоя в другой (изменение состава, текстуры и других свойств
юрпых пород); наличие или отсутствие несогласий, связанных с
кратковременными перерывами в осадконакоплении или размывом
нижележащих осадков, в том числе с полным уничтожением ниже-
иежащих слоёв
Анализ мощности слоев, совместно с учетом размеров обло-
мочных частиц, составляющих основную массу вещества, и дру-
। ими аналитическими методами (в том числе абсолютным дати-
рованием отложений) помогает разобраться в скоростях и меха-
пи змах седиментации.
Полезно обращать внимание на цвет породы - «ее наиболее
i шетный, но в то же время и наиболее трудно определяемый при-
знак, потому что трудно себе представить двух человек, которые
о щнаково описали бы какой-либо цвет» (Лахи, 1966, с. 35). Изуче-
ние цвета позволяет получить информацию о составе и происхожде-
нии, особенностях постседиментационных преобразований отложе-
ний. Цвет контролируется минералогическим составом, химизмом
первичной среды осадконакопления либо постседиментационными
преобразованиями. Красно-коричневые и пестрые оттенки осадка
свидетельствуют о высоком содержании окислов железа Fe34 в
23
породе и окислительной обстановке, зеленовато-серые - о нали-
чии соединений железа в закисной форме Fe2+ и восстановитель-
ной обстановке Черные тона могут отвечать высокому содер-
жанию органического вещества или накоплению в бескислород-
ной обстановке сернисто-железистых соединений. Белый цвет
характерен для осадков, лишенных веществ-хромофоров (желе-
за, магния и других химических элементов), чистых кварцевых
песков или осадков, насыщенных известью, доломитом, солями
или гипсом.
Окраска отложений может быть первичной и вторичной. Пер-
вичная окраска унаследована или сингенетична. В первом случае
она определяется цветом обломочного материала. Так, в случае
присутствия большого количества хлорита и глауконита порода
приобретает зеленые оттенки цвета, кварца и полевых шпатов -
белые и бежевые, темноцветных минералов - темные. Во втором
случае играет роль цвет цемента либо окраска аутигенных мине-
ралов, возникающих на этапе седиментации или диагенеза. Вто-
ричная окраска породы может возникнуть при постгенетических
преобразованиях. Показатель палеогеографической обстановки
осадконакопления - только первичная окраска.
Текстурные особенности отложений подразделяются на первич-
ные и вторичные, в т. ч. наложенные. Первичные — это особеннос-
ти слоистости, выделяющиеся по минералогическому и грануло-
метрическому составу, которые сформировались во время осадко-
накопления (например, косая слоистость в аллювии) и/или являются
прямым отражением среды осадконакопления и природных усло-
вий этого времени (например, морозобойные трещины). Существу-
ет большое разнообразие морфологических типов слоистости, оп-
ределяемых условиями формирования осадка, динамикой среды
осаждения частиц. Разновидности одного и того же типа слоисто-
сти связаны со специфическими особенностями и вариациями сре-
ды (рис. 1.3).
Слоистость может быть обусловлена гранулометрическим или
минералогическим составом, изменением окраски, появлением
примесей, наличием плоскостей отдельностей, ориентировкой слой-
ков и включений, ритмичной или неритмичной сортировкой мате-
риала или рисунком слойков. Она может быть отчетливой и неот-
четливой, скрытой или недоразвитой, может формироваться на ста-
24
|ия\ седиментогенеза или диагенеза. В
in рвом случае она обусловлена экзоген-
ными геоморфологическими процесса-
• и в результате которых происходит
и ।копление вещества. Во втором - пос-
। iy ющими преобразованиями осадка,
ш нывающими нарушения первичной
(i ‘ щментационной) слоистости, обра-
ти шием вторичной (например, хемо-
। • иной или криогенетической слоисто-
• III, аутигенным образованием нового
нс щества). Диагенетические преобразо-
вания могут как «затушевывать» пер-
। нчную слоистость, так и подчеркивать
• с В монотонных толщах диагностами
। in выделения обособленных слоев
могут служить ориентировка и состав
вк точений.
Изначально слоистость осадка воз-
никает в силу многих причин, из кото-
рых важно отметить физико-механичес-
кие (течения, волнения, спокойная сре-
за и распределение), биологические
(разложение органики, скопления живых
организмов и прочее) и химические
(Ботвинкина, 1962). В результате пре-
имущественного воздействия первых
причин возникают косая, косоволнистая,
Рис. 1.3. Некоторые морфологические и
генетические типы слоистости и тек-
стурных особенностей рыхлых отложе-
ний (по данным авторов, Л. Н. Ботвин-
киной (1962), С. С. Воскресенского (1971),
Г Рейнека и И. Сингха (1981)): 1 - косая,
2 - косоволнистая, 3 - волнистая, 4 - го-
ризонтальная, 5 - сложная, 6 - неявная,
7 - повторяющая рельеф 8 - текстур-
ные нарушения
25
волнистая и горизонтальная слоистость. Под воздействием вто-
рых и третьих причин - преимущественно горизонтальная, линзо-
видная или зависящая от характера поверхности напластования сло-
истость. Все вышеозначенные типы слоистости могут проявлять-
ся в изменении мощностей слоев, слойков и их серий, в
специфическом распределении материала внутри слоя или слойка,
в геометрии и форме слоя (угле наклона, длине, амплитуде паде-
ния, мощности).
По морфологии различают косую (параллельную и непараллель-
ную, в том числе срезанную), волнистую, косоволнистую, полого-
волнистую, горизонтальную, диагональную, пучковидную, линзовид-
ную различных типов, полосчатую различных типов, слоистость
заполнения и облекания, неясную и флазерную слоистость и неко-
торые другие типы. Выделяются текстурные особенности осадка,
связанные с нарушением слоистости, - нарушение формы (смя-
тия, изгибы, вдавливания и пр.), разрывы, взаимное внедрение
смежных единиц слоя.
При изучении слоистости, помимо выявления основных морфо-
логических типов, их сочетаний и характерных черт, проводят за-
меры мощности, длины, углов наклона и направлений падения (ази-
мутов) косых слойков и их серий. Замеры косой слоистости позво-
ляют определить направление движения среды (течений, водных
потоков). По результатам замеров строятся полярные или розы-
диаграммы. Для визуализации результатов текстурного анализа
полезно строить параллельно три колонки - литологическую, ти-
пов слоистости и фациально-генетическую (Ботвинкина, 1962). Про-
слеживают также изменения слоистости в пространстве, отбира-
ют пленочные монолиты и монолиты для изготовления шлифов с
ненарушенной структурой и текстурой осадка.
При изучении внешнего облика отложений не стоит забывать и
о том. что некоторые экзогенные процессы участвуют в создании
специфических текстурных «картин», хорошо читаемых в стенках
канав, карьеров и шурфов. К таким процессам относятся солиф-
люкция, заполнение эрозионных ложбин, радиальные и поперечные
разрезы конусов выноса ит. д. (табл. 1.2).
Из вторичных текстур часто встречаются биогенные, непос-
редственно создаваемые животными и растениями в процессе их
роста и жизнедеятельности либо видоизменяющие первичную сло-
26
7
Краткая характеристика текстурных особенностей некоторых генетических типов отложений
27
истость. Это, например, следы-отпечатки организмов на поверх-
ностях напластования, текстуры внутри слоев - ходы илоедов, кро-
товины, или текстуры, секущие слои, - ходы корней растений, ко-
торые легко спутать в стенке разреза с трещинами усыхания.
Есть и другие вторичные и диагенетические текстурные осо-
бенности и проявления - трещины усыхания (свидетели этапов
иссушения осадка), разорванные гравитационные складки (резуль-
тат оползания материала), срезание отдельных прослоев (свиде-
тельство этапов размыва толщи), инволюции и следы морозных
клиньев (результат действия криогенных процессов), текстуры
«cone in cone», шаровые и некоторые другие текстуры.
Важным элементом текстурного анализа служит изучение цик-
личности отложений. Оно позволяет определить повторяемость
фаций в разрезе с целью реконструкции периодической смены ус-
ловий осадконакопления (чередование регрессий и трансгрессий
моря, сезонная озёрная слоистость), направленность изменения
фаций и, следовательно, седиментационных процессов, порядок
смены условий. Подобные циклы могут быть использованы для
целей корреляции.
Пример выполнения и интерпретации результатов текстурного ана-
лиза - реконструкция условий формирования и заполнения погребен-
ной позднеплейстоценовой балки, вскрытой в стенке карьера в районе
г. Курска. На первом этапе были выделены самые крупные для дан-
ного разреза стратиграфические единицы, они же - макро-текстур-
ные элементы разреза, отражающие главные этапы геоморфологи-
ческого развития участка: три генерации погребенных врезов, запол-
ненных лессовидным материалом, и две погребенные почвы
(рис. 1.4А). Выделение базировалось на таких признаках, как: отли-
чия текстурно-структурных свойств осадка (цвет материала, внут-
ренняя слоистость, дифференциация вещества почвенными процес-
сами), характер границ и залегания пачек отложений (линзовидное
залегание; вогнутые, местами довольно четкие границы).
Второй этап - изучение текстурных особенностей более низко-
го ранга. Рассмотрим их на примере древнего погребенного вреза
(рис. 1.4Е). Боковая граница вреза очерчивается по наклонному
контакту между слоистым заполнением палеобалки и однородной
вмещающей толщей неслоистого лёсса. Верхняя граница заполне-
ния выделяется по исчезновению слоистости. Контакты можно
28
in ice™ к эрозионному типу, так как они срезают прослои заполне-
и и я (рис. 1.4В). Наклонная боковая граница маркирует борта по-
। рсбенной палеобалки, верхняя - свидетельствует о размыве тол-
ши шполнения, имевшем место после её формирования.
Заполнение палеобалки можно разделить на две части: нижнюю
•1с гкими наклонными и субвертикальными границами прослоев и
in рхнюю без таковых.
В нижней части отмечается три последовательных вторичных
(</ бив) вреза (см. рис. 1.4Е). Они выделяются по субвертикаль-
11 ы м границам эрозионного типа - бывшим бортам врезов (рис. 1.4Б).
Нижний врез а заполнен лёссовидным суглинком с тонкой слоисто-
11 ыо облекания, повторяющей подошву заполнения; аккумуляция
м. । гериала происходила в динамически спокойных условиях русла
временного водотока Здесь же обнаружены изометричные, прак-
। ически не нарушенные блоки грунта, по структурным особеннос-
। ям аналогичные материалу в слое, подстилающем заполнение (см.
рис. 1.4Е). Блоки прерывают, но не нарушают ход отдельных про-
юсв, следовательно, они переносились водотоком совместно с
общей массой материала на небольшие расстояния и были быстро
перекрыты вышележащими осадками (Беляев, 2006).
Более молодые эрозионные рытвины бив выполнены однород-
пыми лессовидными отложениями с отдельными наклонными к
। альвегу линзами и прослоями алевритов с тонкой наклонной к таль-
кс1 у слоистостью. Заполнение врезов диагностировано как продукт
i мыва с бортов (делювий), накапливавшийся в условиях общего
переувлажнения и застоя влаги (пятна оглеения). Аккумуляция тол-
щи эпизодически прерывалась этапами активизации эрозионных
процессов (наличие эрозионных микроврезов).
Верхняя часть толщи заполнения палеобалки характеризуется
наклонной (в сторону тальвега), неритмичной слоистостью. Слои
отличаются по мощности, цвету и составу материала. Присутствуют
крупные (толщиной около 10 см) коричневые, более глинистые про-
слои, линзы с тонкой внутренней слоистостью, серые и бежевые
прослои (толщиной до 5 см) относительно рыхлого алевритистого
материала с внутренней слоистостью, местами напоминающей
«рябь» (см. рис. 1.4В). Границы отдельных прослоев нарушены со-
ли флюкционными языками. На высоте 30-40 см от нижней грани-
цы выявлена ячеистая текстура, свидетельствующая об активном
29
рис. 1.5. Б.
5,0 м-4-
врез в
врез б
врез а
1,7 м
_ _ Границы вторичных
врезов
Рис. 1.4. Текстурные особенности отложе-
ний заполнения погребенной балочной фор- * '
мы (Александровский карьер, г. Курск: ^5м
А - общий план стенки карьера, вскрывающей погребенную
форму; Б - контакт погребенного вреза с вмещающими от-
ложениями; В - некоторые текстурные особенности за-
полнения погребенной балочной формы; Г - нарушения сло-
истости заполнения; Д - трещины усыхания в теле запол-
нения; Е - общий план древнего погребенного вреза.
Фотографии Ю. Р. Беляева, зарисовка Е. Д. Шеремецкой
3,5 м-р
6,5 м-1-
промерзании с образованием небольших ледяных линз (шлиров) в
условиях переувлажнения нижней части деятельного слоя (Беля-
ев, 2006). Таким образом, данная часть заполнения сформирова-
лась под воздействием делювиальных процессов с участием со-
лифлюкции. При этом существовал этап активного промерзания
грунта (шлироподобные, ячеистые текстуры).
В дополнительном разрезе (см. рис. 1.4А) на уровне вышеопи-
санной толщи отмечены нарушения первичной делювиальной сло-
истости солифлюкционными и криогенными процессами: тип слои-
стости меняется с наклонной на волнистую, «кружевную», появля-
ются многочисленные текстуры течения грунта, клиновидные
текстуры и инволюции (рис. 1.4В, Г).
Нарушения первичной слоистости отмечаются и в толще за-
полнения палеобалки, особенно в её верхней части. Это равно-
удаленные субвертикальные трещины, заполненные темно-корич-
невым материалом, местами с микросбросами рассекаемых про-
слоев (рис. 1.4Д). Трещины прослеживаются не только в стенке
разреза, но и в перпендикулярной ей плоскости, и трактуются как
трещины усыхания. Формирование микросбросов объясняется еди-
новременным протеканием процессов усыхания и промерзания.
На основании текстурного анализа реконструирована следую-
щая последовательность развития древней балки:
1) заложение формы с активным врезанием в притальвежной
части и формированием вторичных врезов;
2) относительно быстрая аккумуляция материала в условиях
спокойного режима временного водотока, возможно, при уча-
стии делювиальных процессов;
3) делювиальная аккумуляция в условиях переувлажнения и
застойного водного режима, периодически прерывающаяся
этапами активизации эрозионных процессов с формировани-
ем неглубоких вторичных врезов;
4) аккумуляция материала под воздействием делювиальных
процессов с кратковременными периодами активизации со-
лифлюкционных и криогенных процессов (к окончанию этапа
происходит практически полное заполнение балки);
5) частичный размыв кровли заполнения при формировании
более молодого эрозионного вреза, в последующем - усыха-
ние и промерзание грунта.
32
1.3. Гранулометрический анализ
/ ранулометрический анализ - это определение крупности зе-
р- и составляющих осадок. Основная цель гранулометрического
hi । шза может быть сформулирована как определение обстановок и
условий осадконакопления (см. табл. 1.1). Она реализуется путем
in । низа распределения зерен по размерным фракциям с целью вы-
। пения генетических типов отложений и анализа величин подсчи-
п.1ваемых коэффициентов с целью диагностики условий осадкона-
iv тления, в первую очередь динамических характеристик среды.
Структура проведения гранулометрического анализа (рис. 1.5)
। ребует некоторых пояснений. Способы предварительной подго-
ювки образца делятся на способы с применением химических ре-
41 с ш ов (пирофосфат натрия, перекись водорода и др.), механичес-
ки! о разрушения агрегатов (ультразвук, растирание) и без них. Гра-
иу лометрический анализ, в свою очередь, может быть дисперсным,
Рис. 1.5. Структура гранулометрического анализа новейших рых-
лых отложений
33
микроагрегатным и агрегатным. Зачастую результаты грануломет-
рического анализа довольно сильно изменяются в зависимости от
выбранного способа пробоподготовки (рис. 1.6). Как правило, в
геоморфологических и палеогеографических целях применяют
именно дисперсный метод гранулометрического анализа с полным
уничтожением агрегатов путем механической или химической об-
работки вещества.
Рис. 1.6. Зависимость результатов гранулометрического
анализа донных отложений озера Тере-Холь от способа про-
боподготовки. 1 - график, отражающий гранулометричес-
кий состав отложений до проведения специальной пробо-
подготовки, 2 - гистограмма, отражающая гранулометри-
ческий состав отложений после обработки 10%-ной соляной
кислотой (HCI) и 15%-ной перекисью водорода (Н2О2)
Выделяются следующие методы проведения гранул ометичес-
кого анализа: ситование, гидравлические и инструментальные ме-
тоды. Ситование производится вручную либо с помощью специ-
альных установок (виброгрохотов). Высота колонны сит зависит
от выбранного шага размерной шкалы. Оптимальным является при-
менение ситования для частиц крупнее 0,05 мм. Рассев бывает
«мокрым» (с водным промыванием осадка) или «сухим». Первый
более точен, т. к. тщательнее очищает крупные зерна от прилип-
ших к ним тонких частиц. Время ситования должно возрастать с
увеличением количества тонких частиц в осадке и общего веса
образца. Необходимо помнить, что ситование имеет ряд ошибок,
связанных с размерностью частиц, их формой и свойствами по-
верхности, нагрузкой на сита, методом и временем рассева.
34
К гидравлическим методам относятся метод Сабанина и «ме-
юд пипетки». Метод Сабанина, или метод отмучивания, при-
меняется главным образом для частиц песчаной и алевритовой раз-
мерности (0,25-0,01 мм). С его помощью можно получить процен-
тов содержание и собственно фракции >0,25 мм, 0,25-0,05 мм,
0.05-0,01 мм и <0,01 мм. «Метод пипетки» (метод Робинсона-
К Ачинского) используется для глинистых осадков, с высоким сум-
марным содержанием частиц размером менее 0,01 мм. С помо-
щью пипеточного метода нельзя получить как таковые навески
о । дельных фракций, исключительно только процентные содержа-
ния фракций >0,25 мм, 0,25-0,05 мм, 0,05-0,01 мм, 0,01-0,005 мм,
0 005-0,001 мм и <0,001 мм.
Среди инструментальных методов, позволяющих провести
многофракционный анализ крупности частиц, наибольшее распро-
< । ранение получили методы, основанные на оптических свойствах
частиц или на их электропроводимости. Например, лазерные ана-
IIи шторы, основанные на оптическом принципе Фурье или анализа-
юры, в основу которых положен принцип Коултера (Coulter Counter).
< у ществуют методы, основанные на учете изменения плотности и
। идростатического давления (ареометрический метод для преиму-
щественно тонких осадков), разной скорости осаждения частиц
щ и гробежной силой (метод центрифугирования) и другие. Иногда
применяется и чрезвычайно трудоемкий метод измерения непос-
р (сгвенно каждого зерна под бинокулярным микроскопом.
В зависимости от целей анализа выбирается тот или иной спо-
оо его проведения Выбор методики зависит и от необходимости
использовать выделенные размерные фракции для дальнейших
ниалитических работ, например, для минералогического анализа.
11 пользование методов, основанных на разных физических прин-
ципах, заметно усложняет, а иногда делает невозможным сравне-
ние результатов гранулометрического анализа.
Выбор размерной шкалы, её шага и степени дробности может
(>а шроваться на стандартной классификации осадочных горных
пород с десятичным шагом (1000-100-...-0,01-0,001 мм). Мож-
но использовать шкалы, в основании которых заложена геомет-
рическая прогрессия со знаменателями ^/2, ^'ТС- В после-
щем случае - это многофракционная шкала В. П. Батурина
(I ‘>47). Границы между отдельными фракциями (интервалами
35
крупности зерен) проводятся на основе экспериментально постро-
енных моделей процессов седиментации вещества, знаний о физи-
ко-механических свойствах и минералогических особенностях
осадка (рис. 1.7).
Среди частиц с крупностью менее 0,005 мм преобладают гли-
нистые минералы, чего нельзя сказать о более крупных разностях.
Здесь отчетливо заметны процессы коагуляции и броуновское дви-
жение. В связи с этим граница 0,005 мм принимается за верхний
предел глин. На рубеже 0,04-0,05 мм седиментация частиц пре-
кращает подчиняться закону Стокса: рост скорости осаждения
частиц с увеличением их диаметра резко замедляется. Кроме того,
экспериментально установлено, что частицы >0,05 мм переносят-
ся в водном потоке преимущественно по дну, <0,05 мм - в виде
взвеси. Таким образом, граница 0,05 мм принимается за границу
между песком и алевритом. Приблизительно с размера 1-2 мм в
веществе увеличивается роль обломков горных пород и сростков,
уменьшается доля отдельных кристаллов. Более крупные (не пес-
чаные) частицы иначе эродируются и движутся в потоке. На рубе-
же 2 мм кривая соотношений чисел Рейнольдса и коэффициента
сопротивления, которое испытывает движущаяся в потоке части-
ца, имеет точку перегиба (Рухин, 1969). Поэтому величина 2 мм
принимается за верхнюю границу песка.
В зависимости от шага шкалы и выделяемых размерных клас-
сов можно получить различную степень детальности анализа.
Малофракционные анализы дают лишь самое общее представле-
ние о составе породы. Многофракционные анализы позволяют раз-
личать тонкие особенности отложений, фаций и подфаций (рис. 1.8).
Полученные после проведения гранулометрического анализа
данные сводятся в таблицу, в которой каждому размерному клас-
су (фракции) соответствует определенное содержание, выражен-
ное в долях или процентах от первоначального веса или объема
образца. Обработка результатов может проводиться двумя путя-
ми - математическим и графическим. Два основных способа ма-
тематической обработки - статистический анализ и использова-
ние квартилей. Первый способ основан на теории вероятностного
оценивания, второй - создан для приблизительной (графической)
оценки (Романовский, 1977). Приведем наиболее распространен-
ные вычисляемые параметры
36
фракционный, 3- 25-фракционный анализ
Средний размер частиц вычисляется по формуле (1):
<7 = 0,01^(7,^,, (1)
где J - средний размер каждой фракции (d=(dnl+d)/2, dnl udn-
верхняя и нижняя границы фракции),/л - содержание фракции в %.
Для характеристики крупности частиц применяется медиана - раз-
мер частиц, который соответствует 50%-му содержанию на ку-
мулятивной кривой (б5Д и мода - размер частиц с максималь-
ной частотой встречаемости. Возрастание этих показателей, при
прочих равных условиях, указывает на возрастание скоростей
потока.
Степень сортировки частиц (степень близости к среднему)
характеризуется стандартным отклонением (2) или квартильным
коэффициентом сортировки Траска (3):
a = ,Jo,Ol£(<7,-<7)2A, (2)
где Q25, Q7S - квантили, соответствующие 25 и 75% содержания на
кумулятивной кривой соответственно, при этом значение 25% ле-
жит в зоне больших размеров, значение 75% - в зоне малых раз-
меров. Сортированность указывает на условия накопления осадка
Так, вследствие многократного перемыва и удаления тонких час-
тиц высокой степенью сортировки обладают морские песчаные
осадки. Стандартное отклонение, как правило, пропорционально
количеству выделенных при анализе фракций. Следовательно, воз-
можно возникновение ситуации, когда осадки, сформированные в
активных динамических условиях, и осадки спокойных обстановок
будут иметь одинаковое по величине стандартное отклонение. Это
свойство не позволяет использовать стандартное отклонение в ка-
честве генетической характеристики осадка и требует совокупно-
го применения других статистических величин.
Для оценки сортировки осадка применяется коэффициент вариа-
ции или отношение стандартного отклонения к среднему диаметру
зерен. Предложены также энтропийные меры сортировки, например,
коэффициенты С. И. Романовского (4) и Ю. Г. Симонова (5):
38
(4)
У "/>, log р,
= (5)
log и
i к h{f(r')} = '^pllog/;,, - суммарные значения для всех фрак-
iiiiи р- содержание частиц во фракции в долях единицы;
11 '0 )}тах - максимально возможное значение выборочной энт-
ропии In я, соответствующее равномерному распределению час-
нц по фракциям. Коэффициент Hr принимает значения от 0 до 1,
при ном Нг = 0- идеально сортированный осадок. Энтропийная
м» p.i сортированности зависит от дробности шкалы исследования
и in юранной масштабной шкалы, что позволяет сравнивать резуль-
। 111.1 юлько при полном совпадении методики исследований. Энт-
р< и in иная мера успешно применяется для анализа би- и полимо-
11 in пых кривых распределения.
< пи-пень интеграции составляющих осадка можно оценить с
немощью безразмерного коэффициента асимметрии, вычисленно-
и методом моментов (7) или квартильным способом (8):
[о,о1ХдМ-4’]
As = --------т-------, (7)
а
(8)
1Положительные значения показывают, что модальная величи-
и । размеров частиц больше средней. В подобных распределениях
о ионную совокупность составляют крупнозернистые частицы.
( h рицательные значения асимметрии, наоборот, показывают сдвиг
•о дольной фракции в сторону тонкозернистых разностей. Высокие
ни олютные значения положительной асимметрии показывают
iv чшую сортировку крупнозернистого материала, высокие абсо-
|| к Н1ЫС значения отрицательной асимметрии - мелкозернистого
1.1 к риала. То же оказывается верным и при попадании дополни-
39
тельного материала в осадок. Одновременный привнес крупнозер-
нистых разностей и вынос мелкозернистых приводит к формирова-
нию симметричных кривых распределения (коэффициент асиммет-
рии равен нулю).
Эксцесс распределения - безразмерная величина, характери-
зующая степень «выпуклости» кривой распределения:
Г _[[о,о1Хли -^)4]] ,
------------?--------I (9)
При эксцессе, равном нулю, кривая совпадает с логнормальной.
Положительные значения свидетельствуют о стабильности пере-
работки материала; экстремально высокие - о кратковременном
пребывании в высокодинамичной среде или длительном воздей-
ствии слабых процессов транспортировки. Отрицательные значе-
ния эксцесса говорят о превышении поступления материала над
интенсивностью его переработки (например, озерные обстановки
с активным поступлением вещества из впадающих водотоков или
коры выветривания).
Все приведенные параметры рассчитываются как с целью их
непосредственной интерпретации (в т. ч. генетической) или для
опосредованного анализа обстановок и условий осадконакопления,
например, через построение генетических диаграмм и диаграмм
сопоставления осадков различного состава и происхождения (Ро-
мановский, 1977).
Необходимо отметить ряд проблем, возникающих при матема-
тической обработке результатов. Большинство используемых ста-
тистических коэффициентов применимы лишь в том случае, если
содержание зерен в размерных классах подчиняется нормальному
закону распределения. Подобное распределение в естественной гео-
графической среде встречается крайне редко. На практике оказы-
вается, что воздействие внешних и внутренних факторов формиро-
вания состава отложений, влечет за собой возникновение асиммет-
ричных, би- и полимодальных кривых распределения. Применение
высокодробной шкалы гранулометрического анализа только усили-
вает этот эффект. Одним из выходов в подобной ситуации может
служить «разбиение» данных анализа на отдельные совокупности,
подчиняющиеся нормальному закону, с одним максимумом (модой).
40
()нределенную долю субъективизма несет использование квар-
। иней при определении их значений из кумулятивного графика. Не-
• норме коэффициенты, основанные на методе квартилей, прием-
|ц мо характеризуют только осадки определенного рода Так, ко-
эффициент сортировки Траска - устойчивая мера только для
Miii ьно сортированных осадков, а для плохо сортированных осад-
• он он может применяться только в качестве приближенной меры
•tv нки(Романовский, 1977).
( у шествует ряд других гранулометрических коэффициентов.
Например, показатель гравийности (Руководство..., 1987) —
II, (% фракции 10 -11 мм)/(% фракции 1 - 0,05 мм) - используе-
Mi.ni при анализе состава отложений ледникового генезиса. Для
и»: пси картографирования гранулометрического состава отложений
школьно показательной может быть сумма фракций в пределах
< щ| юго типа пород, например, сумма песчаных фракций (Гроссгейм
и др., 1984).
Би- и полимодальные кривые распределения и их статистичес-
кие оценки можно использовать для анализа изменения вещества в
и 11 оральном направлении, прослеживая поведение отдельных сово-
купностей осадка. В качестве примера Гроссгейм и др. (1984) при-
води г результат изучения поведения песчаной составляющей морс-
ких отложений на участке от линии первого забуривания волн до гра-
ннцы распространения береговых дюн. Подобным образом хорошо
щагностируются фации подводных валов, баров, пляжей и дюн.
Наибольшую трудность в гранулометрическом анализе пред-
। авляет исследование глинистого вещества, результаты которого
напрямую зависят от двух основных факторов: поведения глинис-
। ых частиц при диспергации вещества и собственных свойств глин.
В первом случае, в процессе пробоподготовки могут быть разру-
шены хрупкие минералы и, наоборот, слипаемость пластинчатых
частиц может препятствовать диспергации вещества. Во втором -
сам по себе гранулометрический состав глин не постоянен из-за их
частичной перекристаллизации. Неодинакова и сортировка глинис-
। ых частиц. В общих чертах выстраивается следующая цепочка
। лин по степени улучшения сортировки: морена и элювиально-де-
повиальные отложения — глины морских мелководий - аллювиаль-
ные глины - морские глубоководные и озерные глины.
41
Графическая обработка результатов гранулометрического
анализа (рис. 1.9) проводится по каждому образцу в отдельнос-
ти (построение гистограмм и кумулятивных кривых) или по со-
вокупности образцов (построение треугольных, генетических
диаграмм, карт и т. п.).
Одним из способов графической обработки результатов грануло-
метрического анализа с последующей их интерпретацией является
построение генетических диаграмм и их модификаций (рис. 1.10). В
основе подобных диаграмм большинством авторов заложено пред-
ставление о том, что каждая обстановка осадконакопления характе-
ризуется специфическим динамическим режимом, в результате кото-
рого в осадке сохраняются частицы определенного размера, а их со-
отношение подчиняется своему особому закону распределения.
Остальные частицы выносятся из осадка. Следовательно, существу-
ет вероятность подбора такого соотношения коэффициентов, который
будет четко описывать и подтверждать это предположение. Так, час-
то применяются диаграммы связи средневзвешенного диаметра час-
тиц и степени сортировки материала. Выделенные с их помощью ва-
рианты пород отражают разницу в динамической обстановке среды
осадконакопления. Однако, например, песчаные эоловые отложения
на разнообразных генетических диаграммах либо вообще не имеют
четко очерченной области распределения, либо перекрывают облас-
ти русловых аллювиальных песчаных осадков (Страхов, 1948).
Дополнительную информацию об осадке несут т. н. «дефициты»
(локальные минимумы содержания) зерен в определенных размер-
ных фракциях. Они обнаруживаются на гистограммах при многофрак-
ционных анализах. Природа возникновения «дефицитов» объясняется
по-разному. Считается, что «дефицит» зерен может закладываться
еще на этапах разрушения кристаллических горных пород и связан с
особенностями дезинтеграции обломочного материала (Петтиджон,
1957). Он может быть связан с процессами седиментации отложений,
в т. ч. с различиями режимов транспортировки зерен (взвесь - саль-
тация и т. д.). Например, «дефицит» прослеживается обычно в районе
частиц с размерностью 0,01-0,005 мм, что соответствует границе
между алевритом и глиной, на рубеже 0,05-0,063 мм - с кристалло-
графическими особенностями материнских пород (Романовский,
1977). Установление природы «дефицитов» дает ответы на вопро-
сы о механизмах переноса вещества, степени унаследованности
42
'uc. 1.9. Примеры графической обработки данных гранулометрического анализа: А - гистограмма;
; - кумулятивные кривые; В - треугольная диаграмма; Г- циклограмма
43
Эоловые осадки 7
ЛЛ /ч Kill . ' h
ClKMI HU « . < III "!•
' • i ) li. *1"U<
npUIUflHNi
Эоловые и $
пляжные осадки J
--------------4
Mvp< KU..........I »i i’ Hllirth >
mi in >n< .«<«.>........... p
Эолово-морские осадки 3 (Ьад» и /н > и ъ и м
Побережье вдоль береговой линии,
мутъевые потоки, русловые 1
осадки, фации пляжей
--------1-----1-------1-------
-3 -2 -1
Мутъевые потоки, -1
русловые осадки, фации пляжей
--------------------------2
Широки. 441 1‘ "Пи - /'. •
мелком* ч< ргчнт hi i
морские фации
------। ♦ ♦ - Д
I 2 \
Слабые тсиенич ин т иш
ЗОНЫ OlCp l М Коры 11 н <
Рис. 1.10. Примеры генетических диаграмм А )u i / imm i I • I l.h eo-
ги (1969); Б - диаграмма К. К. Гостинцева (1989)
44
материала от источников сноса, специфическом характере седи-
ментации частиц той или иной крупности
Фациально-генетическая интерпретация данных о грануломет-
рическом составе осложняется многофакторностью его формиро-
вания. Он является функцией от интенсивности обработки матери-
ала в процессе транспортировки, либо времени пребывания под
активным воздействием динамических факторов и условий среды
седиментации. Кроме того, он может быть в разной степени унас-
ледован от источника поступления обломочного материала (напри-
мер, при размыве рекой древних, уже претерпевших сортировку,
отложений). Достоверность фациально-генетической интерпрета-
ции данных зависит от знаний о палеогеографии района исследова-
ний, значимости и силе влияния отдельных факторов и условий
формирования вещества, о законах распределения частиц по раз-
мерным классам. Например, в разрезе прибрежных озерных отло-
жений могут быть обнаружены линзы аллювиальных осадков. Это
допускает два варианта интерпретации: переменный режим осад-
конакопления (озеро-река-озеро) вследствие пульсации береговой
линии либо периодические аллювиальные выбросы в озерную ак-
ваторию. Краткая характеристика основных особенностей грану-
лометрического спектра отложений различных генетических ти-
пов приведена в таблице 1.3.
Пример фациально-генетической интерпретации грануломет-
рического состава: аллювий высокой поймы р. Вопь (приток
р. Днепра), мощность 2,2 м. По соотношению основных компо-
нентов осадка - песка, алеврита и глины - толща подразделяет-
ся на две пачки (рис. 1.11 А). Слабо алевритистый песок нижней
пачки - русловой аллювий (фация прирусловых отмелей), - опес-
чаненный и оглиненный алеврит верхней пачки - пойменная фа-
ция. Фациальную интерпретацию облегчает очевидное геомор-
фологическое положение разреза. Многофракционный грануломет-
рический анализ дает основание для дробного деления каждой из
аллювиальных пачек.
Нижняя часть толщи (до глубины 102 см) накапливалась при отно-
сительно высоких скоростях течения руслового потока, переносивше-
го во влекомом состоянии среднезернистый песок, а алевритовые и
глинистые частицы, которыми толща обеднена, — во взвешенном со-
стоянии. На глубинах 65-102 см залегает опесчаненный алеврит (вы-
45
Таблица 1.3
Краткая характеристика основных особенностей литологического состава отложений различных
генетических типов отложений
Генетический тип отложений Краткая характеристика основных литологических особенностей
1 2
Элювий Размер обломков - от метров до миллиметров, плохая сортировка; отсутствие окатанных зерен или частиц с закруглением углов и ребер; отсутствие ориентировки частиц; минералогический и петро- графический состав связан с подстилающими осадками и зонален по вертикальному профилю.
Аллювий Русловой - размер от метров до миллиметров и сортировка различная (коррелируются с дально- стью переноса); раковистые и клиновидные сколы глянцевая поверхность зерен; высокий, непо- стоянный выход тяжелой фракции; сортировка минералов по гидравлической крупности и ус- тойчивости; минералогический и петрографический состав отражает питающие провинции; ори- ентировка обломков зависит от направления и интенсивности течения; длинная ось обломков располагается перпендикулярно течению; включения растительного и ракушечного детрита. Пойменный - размер от сантиметров до миллиметров; средняя или слабая сортировка, в минера- логическом составе присутствуют новообразования (сидерит, марказит, пирит) и минералы с удельным весом менее 3,5; включения и прослои гумусированного материала. Старичный - размер от сантиметров до миллиметров; хорошая сортировка; в минералогическом составе присутствуют новообразования (сидерит, марказит, пирит) и минералы с удельным ве- с ом менее 3,5: большое количество включений органического материала.
Эоловые отложения песчаных пустынь Размер т сантиметров до миллиметров; зависимость размера от скоростей ветра, отсутствие инисп > частиц, вы .окая сортировка; округленные матовые зерна; неправильные сколы и ям- ки на поверхности обломков: высокое содержание устойчивых минералов; минералогический и петрографический состав контролируется источником сноса; однородность состава на больших территориях.
Продолжение таблицы 1.3
1 2
Ледниковые и водно- ледниковые отложения Морена - размер от метров до миллиметров; полимодальнее распределение частиц по размеру; угло- ватые, дискообразные, диссимметричные обломки. Тесная связь с питающими провинциями и высо- кая унаследованность осадка; штриховка и царапины на поверхности обломков; параллельная или перпендикулярная движению льда ориентировка обломков; присутствие гидрослюд; почти полное отсутствие органического вещества. Водно-ледниковые отложения - размер от сантиметров до мил- лиметров; хорошая сортировка (на основании крупности зерен); окатанные и диссимметричные об- ломки; ориентировка параллельно и перпендикулярно потоку; близость характеристик с аллювиаль- ными осадками. Озерно-ледниковые отложения - размер от сантиметров до миллиметров; хорошая сортировка. Для всех фаций характерно высокое количество химически неустойчивых минералов; местный и экзотический минералогический и петрографический спектры.
Озерные отложения Размер от сантиметров до миллиметров; высокая сортировка; высокое содержание аутигенных минералов; минералогический и петрографический состав отражает питающие провинции озера и впадающих водотоков; в прибрежной части акватории длинные оси обломков параллельны берегу; высокая доля органического материала; имеют предел развития (заполнение озерной котловины).
Морские отложения Размер от метров до миллиметров; высокая сортировка; высокая степень окатанности обломков; уплощенные обломки; присутствие областей, обогащенных тяжелыми минералами; высокое ко- личество аутигенных минералов; максимальная плоскость обломков наклонена к акватории; длинные оси плоских и удлиненных обломков параллельны берегу и подводным течениям; включения ракушечного детрита.
Пролювиальные отложения конусов выноса Размер от метров до миллиметров; плохая сортировка или её отсутствие; увеличение сортировки к периферии конуса выноса; высокая полимиктовость минералогического и петрографического состава; состав зависит от перемещения материала к периферии конуса и циклических колеба- ний в развитии рельефа.
5
s
X
8
$
2 П П 2
Puc. 1.11. Гранулометрический состав аллювиальных отложений р. Воль. А - сводная малофракци-
онная диаграмма; Б - данные дробного гранулометрического анализа
sz‘i
9*1
Z
£*9
8
01
91
01
SZ
Z£
Ofr
OS
£9
08
001
SEI
091
OSZ
OOS
0001
8
8
9
8
iiiiiii
iiiiiii
iiiiiii
ниш
5
8
48
сокое содержание фракции 0,05-0,005 мм) по-прежнему с небольшим
содержанием шины (рис. 1.11 Б). Это отложения вершины бывшей
отмели, накапливавшиеся при более низких скоростях течения.
В пачке пойменного аллювия выделяется несколько прослоев с
разной крупностью материала, с общей тенденцией роста крупно-
сти вверх по разрезу, что трактуется как палеогидрологический
сигнал: накопление пойменной фации происходило на фоне посте-
пенного увеличения мощности половодий с максимумом при на-
коплении отложений на глубине 20-30 см.
Одно из направлений использования гранулометрического ана-
лиза рыхлых отложений - фациальное и стратиграфическое рас-
членение толщи отложений с реконструкцией этапов осадконакоп-
ления. Хорошие результаты показывает дробный гранулометричес-
кий анализ, особенно информативный при изучении визуально
монотонных осадков.
Пример литологического расчленения монотонной толщи и схе-
матической палеогеографической реконструкции, выполненных для
отложений, заполняющих междуречную ложбину в краевой зоне
московского оледенения (бассейн среднего течения р. Протвы).
Здесь между торфами голоценового возраста на поверхности и ми-
кулинского вазраста в основании разреза заключена визуально од-
нородная толща сизых и серых озерных суглинков и глин (рис. 1.12).
Дробный гранулометрический анализ позволил расчленить рассмат-
риваемую толщу с литологической точки зрения и реконструиро-
вать детали природного фона, на котором происходило осадкона-
копление.
В самом начале валдайской холодной эпохи на склонах ложби-
ны развивалась эрозия, что фиксируется по увеличению содер-
жания песка и появлению прослоев с включением мелкообломоч-
ного материала. Позднее активность эрозии и интенсивность по-
ступления наносов в озеро снизились. Это выражается в
уменьшении доли песка и возрастании доли алеврита. Однако
одновременное уменьшение содержания самых тонких фракций
трудно объяснить с позиций эрозионной динамики. Рост содержа-
ния алеврита происходит вверх по разрезу неуклонно на фоне флук-
туаций доли песка и глины, что может быть связано с эволюцией
самих источников поступления наносов - верхних горизонтов по-
чвы, подвергавшихся криогенному выветриванию, которое при-
49
50
Размер частиц, мм
Размер частиц, мм
^14-
g12
*10-
оло 40 О О СП £4 О
Размер частиц, мм
оо m <n
SJS8
Рис. 1.12. Гранулометрический состав отложений верхового боло-
та: А - обобщенный гранулометрический состав; Б - данные дроб-
ного гранулометрического анализа
51
водит к обогащению осадков пылеватыми фракциями за счет раз-
рушения песчаных и коагуляции глинистых частиц (Конищев, 1981).
Скачки содержания глины, вероятно, отвечают эпизодам возрас-
тания площади и глубины водоема с соответствующей сортиров-
кой поступающего в него материала.
1.4. Комплексный анализ крупных обломков
Комплексный анализ крупных обломков (КАКО) включает в
себя ряд частных методик, определяющих морфоскопические и
морфометрические свойства, петрографический состав и ориенти-
ровку обломочного материала крупностью более 2 мм (фракции
гравий/дресва, галька/щебень, валуны/глыбы) 11алеогеографичес-
кие и геоморфологические задачи КАКО предо гавлены в табл. 1.1.
1.4.1. Петрографический авали i
Петрографический анализ может проводиться по двум основ-
ным направлениям - анализ валовой пробы и анали i сос т ава в вы-
деленных размерных фракциях. В первом случае средняя случай-
ная выборка должна составлять 200-300 обломков, с учетом ус-
тановленного согласно целям исследования допустимою уровня
ошибки и вероятности (рис. 1.13). Для каждою выделен hoi о i тетрог-
рафического класса производится подсчет (в процентах) со держа-
ния относительно объема общей пробы. 11еобходнмо от ме i и ть, что
количество определяемых обломков должно возраст а и. с увеличе-
нием разновидностей горных пород. Петрографический анали т в пре-
делах выделенных размерных фракций, согласно Хлбакову, прово-
дится для фракции 12-15 см с целью определения местной питаю-
щей провинции, и для фракции 6-9 см и 3 4 см щя выявления
строения удаленных областей питания. Однако но лобный анализ
требует максимальной осторожности. Например, в краевой зоне
московского оледенения выделяются в общем случае два гори-
зонта морен. Более древняя - днепровская накапливалась в ус-
ловиях местного разрушения подстилающей поверхности, сложен-
ной карбонатными каменноугольными породами. Верхняя мос-
ковская - морена включает в себя обломки из удаленных провинций
Балтийского щита и обломки, захваченные из нижележащей днеп-
ровской морены Для московской морены общие данные выглядят
следующим образом: в мелкую размерную фракцию включено
52
большое количество карбонатных пород, в валунной части - об-
ломки кристаллических пород Балтийского щита. Согласно утвер-
ждению Хабакова, местная провинция - кристаллическая, удален-
ная - карбонатная. Однако в реальности дело обстоит строго на-
оборот. Результаты петрографического анализа обломков получатся
репрезентативными, если выбрать размерную фракцию с наиболь-
шим количеством петрографических разностей.
Рис. 1.13. Необходимое количество обломков в зави-
симости от числа разновидностей (биномиальное
распределение доверительная вероятность 0,95; по
С. С. Карпухину, Н. Г. Судаковой, 1987)
С целью реконструкции питающих провинций и путей разноса
вещества, Судаковой и Яковлевой (1955) предложен т. н. принцип
«руководящих валунов». Под руководящими валунами понима-
ются обломки пород, имеющих локализованную, четко очерчен-
ную, не повторяющуюся и хорошо изученную область распростра-
нения. Обломки должны слабо поддаваться выветриванию (пред-
почтителен выбор кристаллических разностей), иметь сходную
устойчивость и однозначно диагностируемые черты, быть пред-
ставительными в изучаемых отложениях.
Результаты петрографического анализа выражаются в виде таб-
лиц, графиков, разного рода диаграмм процентного содержания
(рис. 1.14). При математической обработке результатов использу-
ется подсчет разнообразных коэффициентов, в том числе коэффи-
53
EVodofj qirajdaw
июонхйэяоп июоннэдооо ИНХВЯОХОСЬш
гтьтгед HlOOIfOdxOSHQ CN
гпппгд ‘чхооинвхвхо м-
Максимальная плоскость - а*, градусы азимут угла наклона <Л
угол наклона о го
Максимальная ось - ось а, градусы азимут угла наклона я
угол наклона «л
Размер осей обломка, мм
«о СП
О о
ияиоидо ох
щюс! >и ипш
iiiiiikLi
rfltodoii дияээыиешик эгчннонэо [
। ипйнял |~~
3fpHl|
ЯИНГЬЭЭП цихэнипшош |
inwoirotf |
wuMvjdM |
ЛКН1.ЭЭИП1
Puc.1.14. Пример таблицы записи результатов и графической обработки данных комплексного анали-
за крупных обломков: А - таблица записи результатов; Б - роза-диаграмма ориентировки, В - столб-
чатая диаграмма петрографического состава, Г- полярная диаграмма ориентировки и углов наклона
длинной оси обломков
54
циент питающих провинций (см. раздел 1.6.), показатели крупно-
сти (см. раздел 1.3). коэффициент вариации и т. д.
При анализе петрографического состава обломков необходимо
учитывать особенности транспортирующей среды, физические
свойства пород, интенсивность воздействия внешних процессов,
строение и соотношение возможных питающих провинций наибо-
лее удаленных районов, районов транзита и накопления вещества.
1.4.2. Морфология и морфоскопия
Изучение формы и характера поверхности крупных обломков
является важным методом получения палеогеографической и гео-
морфологической информации, поскольку позволяет судить об об-
становке осадконакопления, о характере и длительности переноса
(см. табл. 1.1).
Изменение формы обломка и характера его поверхности зави-
сит, прежде всего, от условий и факторов транзита, в результате
которого идет растрескивание, раскалывание, истирание и ока-
тывание частиц. При анализе формы обломков следует иметь в
виду, что продолжительность существования каждого обломка
различна и зависит как от свойств вещества, из которого он об-
разовался, так и от свойств среды, в которой он существует (Си-
монов, 1999). Эта среда, как правило, непостоянна и по-разному
воздействует на обломки, отражаясь на их размере, форме и в
характере поверхности.
Изучать морфологию следует отдельно по гранулометричес-
ким фракциям, поскольку каждая фракция образуется вследствие
определенных факторов и условий разрушения горных пород. С
течением времени обломок уменьшается в размерах и изменяет
свой внешний вид. У долгоживущих обломков информация об усло-
виях их возникновения постепенно стирается. Таким образом, чем
меньший отрезок времени «живет» обломок, тем более точно его
облик может характеризовать условия его возникновения и суще-
ствования. На основании экспериментальных работ Ю. Г. Симо-
новым (1984) установлено, что «недолго живущими частицами»
являются обломки фракции среднего щебня (гальки) - фракция 2,5-
5,0 см. Они представляют для палеогеографа наибольший инте-
рес, так как несут историко-генетическую информацию об услови-
ях формирования коррелятных рельефу отложений (Симонов. 1999).
55
Самое продолжительное время могут существовать самые круп-
ные обломки (валуны и глыбы), а также относительно мелкие (тон-
козернистый песок и крупная пыль).
Для получения достоверных результатов выборка обломков
должна быть представительной и отвечать следующим условиям
(Борсук, 1973):
• случайность выбора;
• отбор обломков отдельно по фракциям и по петрографически
близким группам пород;
• объем выборки — от 70-80 до 200 обломков, с целью получения
надежных статистических характеристик.
Описание формы крупных обломков включает два элемента:
соотношение основных осей обломка и степень его окатанности
(округленности). Обломки измеряют по трем осям, длинной (я),
средней (Z?), короткой (с), которые являются сторонами описываю-
щего обломок параллелепипеда. Измерение осей лучше всего про-
водить в полевых условиях; для замеров использую! штангенцир-
куль с ценой деления 1 мм (инструмент для определения разме-
ров, а также углублений и уступов) или линейку.
К элементам формы обломков относя! удчинсшюсть Ь/аи
уплощенностъ с/b. Эти показатели легко интерпретируются и
имеют четкий физический смысл. Они ишенякнея от 0 до 1 и
безразмерны, что позволяет оценить не только один иг показате-
лей формы, но и степень подобия разновеликих обломков. В за-
висимости от значений показателей удлиненност и/уплощенности
Ю. Г. Симонов (1999) предлагает выделять пять классов формы
обломков (от 0 до 4) по значениям тою или иною показателя.
Табл. 1.4 характеризует показатель удлиненности обломков; ана-
логичную таблицу можно составить и для пока ш ел я унлощеннос-
ти обломков.
Чтобы охарактеризовать обломок двумя свойст вами «удлинен-
ность - уплотненность», можно воспользоваться сочетанием индек-
сов классов удлиненности и уплотненности (Симонов, 1999). На-
пример, код 1-2 следует читать как «сильно удлиненно-уплощен-
ные обломки», а код 4-4 соответствует изомсгричпым обломкам.
Двадцать пять таких сочетаний достаточно для то» о, чтобы опи-
сать все разнообразие встречающихся форм.
56
Таблица 1.4
Классы удлиненности обломков (по Ю. Г. Симонову, 1999)
Название класса Интервалы значений показателя удлиненности Ь/а Индекс класса
Весьма удлиненные 0,00-0,20 0
Сильно удлиненные 0,21-0,40 1
Удлиненные 0,41-0,60 2
Слабо удлиненные (нормальные) 0,61-0,80 3
Изометричные 0,81-1,00 4
Для характеристики формы обломков также применяются различ-
ные расчетные показатели, которые основаны на соотношении осей.
Цель данного подхода — поставить в однозначное соответствие фор-
му обломков и некоторое число. Описание коэффициентов, интерпре-
тация данных, достоинства и недостатки данного подхода рассматри-
ваются в ряде научных работ (Борсук, 1973; Разумихин, 1982; Симо-
нов, 1999; и др.). Приведем лишь некоторые примеры. Коэффициент
уплощенности Уинворта-Кайё Ку = (а + Ь^/2с использовался для
воссоздания условий осадконакопления, однако степень уплощения
гравийно-галечного материала зависит от характера исходного мате-
риала. Коэффициенты изометричности Кф = (а + с)/2Ь и
Кф2 = ас/Ьг , коэффициент удлиненности Н. Б. Вассоевича
Кд = (2а/b + с) — 1 при определенном соотношении значений осей
будут давать значения, одинаковые для обломков разной формы (на-
пример, изометричных и пластинчатых).
Первоначальная форма крупных обломков, образующихся в мо-
мент их отделения от массива горных пород, предопределена как пет-
рографическим составом исходных пород, их физическими, структур-
ными и текстурными особенностями (зернистостью, присутствием
включений, степенью выветрелости), так и трещиноватостью пород.
Хорошо слоистые осадочные или изверженные породы, характеризу-
ющиеся ярко выраженной сланцеватостью, как правило, дают таб-
литчатые удлиненные обломки, а массивные породы обычно постав-
ляют сферические частицы. По устойчивости к истиранию в процес-
се переноса горные породы и минералы также неодинаковы. Их можно
расположить в следующей последовательности (в убывающем по-
57
рядке): халцедон, жильный кварц, кварцит, диабаз, песчаник, креп-
кий известняк, кварц монокристаллический. Например, обломки га-
лек интрузивных пород сравнительно неустойчивы к переносу и из-
нашиваются на 30-40% быстрее, чем обломки кварцита, что сопос-
тавимо с показателями потери веса для песчаника (Разумихин, 1982).
На форму гравийно-галечного материала влияют способ, агенты
и дальность транспортировки. Перенос обломков в водной среде
происходит путем скольжения, волочения, перекатывания, сальтаци-
ей, а также во взвешенном состоянии. Характер перемещения зави-
сит от формы и размера обломков, что связано с особенностями
взаимодействия самих частиц в процессе перемещения. Изомет-
ричные обломки переносятся преимущественно путем перекатыва-
ния по дну потока, в то время как частицы сильно уплощенной фор-
мы- путем волочения (Разумихин, 1982). Различается несколько
характерных форм гравийно-галечного материала, свойственных
специфическим условиям осадконакопления. Так, у крутых, энергично
перерабатываемых побережий преобладает гравийно-галечный ма-
териал сфероидальной формы, а на слабо перерабатываемых побе-
режьях доминируют уплощенные разности. Речная галька обычно
характеризуется удлиненной или стержневидной формой. Вснтифак-
ты (эоловые многогранники) зачастую имеют одну или несколько
граней, которые образуются ударами частичек песка, переносимых
ветром в условиях сухого климата пустынь. Форма i рубообломоч-
ного материала морены, как правило, уплощенная, в плане большая
часть обломков имеет пятиугольное очертание.
Степень окатанности (или округленности) обломков дае1 в руки
исследователя информацию об условиях их происхождения, посколь-
ку зависит от абразивной прочности обломков, их размера, исход-
ной формы, длительности механического выветривании и истира-
ния, а также от способа и продолжительности транспортировки.
Самый распространенный способ оценки окатанности облом-
ков - это визуальная оценка в условных баллах. Большой объем
исследований в этой области был сделан Расселом и Гейлором
(1937), а в России-А. В. Хабаковым(1946)и Л. Б. Рухиным(1953).
В настоящее время принята пятибалльная классификация окатан-
ности обломочных частиц (от 0 до IV классов) (табл. 1.5,
рис. 1.15). Редко выделяется еще V класс, к которому относят
обломки, разбитые на части.
58
Таблица 1.5
Классы окатанности обломочных частиц
Рис. 1.15. Шкала окатанности обломочных
частиц (по А. В. Хабакову, 1946)
59
Визуальная оценка окатанности, требующая определенных на-
выков, зачастую оказывается более эффективной по сравнению с
другими методами, поскольку проводится путем всестороннего
осмотра обломка, а не в одной плоскости, как в случае с т. н. про-
екционными методами.
Для численной характеристики совокупности окатанности об-
ломков из той или иной толщи применяется коэффициент ока-
танности, предложенный А. В. Хабаковым (1946):
кт
(О х nQ + 1 X пх + 2 X п2 + 3 х п3 4- 4 х и4)
х25%,
&
где - количество обломков в каждом классе окатанности.
В таком виде Кок указывает на процент окатанности обломков.
Если дробь в правой части уравнения не умножать на 25%, то К
представляет средневзвешенный балл или класс окатанности об-
ломков. Точность этого показателя достаточно высока. По оценке
Э. Г Ананьевой (1998), ошибка обычно нс превышает 10%, то -
есть 10 галек из 100 могут быть отнесены к смежному классу ока-
танности, причем эти 10% распределяю гея на совокупность. В ко-
нечном счете, Кок может измениться лишь во втором знаке после
запятой.
Зависимость окатанности обломков от различных факторов изу-
чалась экспериментально и в полевых условиях. Скорость окаты-
вания неодинакова для горных пород, характеризующихся различ-
ной степенью устойчивости к износу: для достижения III класса
окатанности гальки кварцита проходят путь в 25 км, для гранита
тонкозернистого и сланца - 36 км, в то время как гальки сульфид-
но-железняковой руды достигают хорошей окатанное ти уже на рас-
стоянии около 4 км (Разумихин, 1982). В процессе окатывания су-
щественную роль играет микроскопическое строение породы: при
равной твердости халцедона и жильного кварца, первый окатыва-
ется значительно медленнее вследствие волокнистой микрострук-
туры, более устойчивой к переносу. Ярка зависимость степени ока-
танности от дальности переноса и размера обломков. На расстоя-
нии 40 км остроугольные обломки кварцита превращаются в
превосходно окатанные гальки. В реках степень окатанности воз-
растает пропорционально увеличению размеров обломков. Круп-
ные обломки становятся хорошо окатанными уже после их транс-
60
nopiировки на несколько километров. Для гравийно-галечного ма-
териала морских побережий эта связь неоднозначна: крупный ма-
териал не всегда находится в движении и поэтому плохо окатан
Морфоскопия, или текстура поверхности, является более тон-
ким показателем условий образования обломков, чем их форма:
при смене условий первоначально изменяются элементы поверх-
ности, а лишь затем форма и размер обломка. В характере повер-
хности обломка так или иначе находят отражение следующие ме-
ханизмы обработки: волочение, скольжение, перекатывание, саль-
тация, соударение (в том числе с другими обломками). К элементам
поверхности гравийно-галечных частиц можно отнести полировку,
матовость, степень сглаженности, борозды, штрихи, вмятины, следы
соударений, выщербленность и др.
Характер поверхности обломков изучают визуально, а также с
использованием лупы или микроскопа. Полученная информация
указывает на характер обработки и условия осадконакопления. Так,
матовость - типичный результат деятельности ветра. Гравий арид-
ных пустынь часто покрыт тонкой, похожей на глазурь, пленкой
пустынного загара. Поверхность обломка может быть гладкой,
будто отшлифованной, что обычно характерно для обработки ее в
водном потоке, из-за частого соприкосновения поверхностей с со-
седними обломками, при котором удаляются мельчайшие высту-
пы. В потоках с сильным течением обломки ударяются друг о друга,
оставляя серповидные отпечатки. В ледниковых условиях осадко-
накопления встречаются обломки с короткими рубцами, которые
образуются при воздействии льда на сторону обломка, обращен-
ную навстречу движению ледника. Рубцы хорошо выражаются на
поверхности частиц мягких пород, например, известняка. Галька
твердых горных пород (гранитов, кварцитов), как правило, штри-
ховки не имеет.
Характер поверхностей граней обломка зависит от длительнос-
ти нахождения его в потоке наносов. Приобретение тех или иных
особенностей формы и поверхности частицы требует зачастую
длительного времени, охватывающего тысячи и десятки тысяч лет.
Неровность и шероховатость поверхности - это свидетельство
разрушения поверхности обломка при его выветривании. Шерша-
вая поверхность у прекрасно окатанной (III—IV классы) речной и
морской гальки может рассматриваться как признак ее выветри-
61
вания в результате неоднократного захоронения и переотложения
(Ананьева, 1998). Следует обращать внимание на контрасты в со-
ставе крупных обломков, где присутствуют хорошо и слабо ока-
танные гальки с разной степенью шероховатости, что указывает
на несколько источников обломочного материала либо на размыв
более древних толщ
Морфоскопия более мелких обломочных частиц и применение
ее для целей палеогеографии будут раскрыты при рассмотрении
комплексного минералогического анализа (раздел 1.6.3).
1.4.3. Анализ ориентировки
Анализ ориентировки крупнообломочного материала проводят для
100 и более обломков с размером крупнее 4 см. Для каждого облом-
ка определяется угол наклона и азимут простирания максимальной
оси (а) и максимальной плоскости (а-b). Для измерений целесооб-
разно использовать обломки уплощенной и эллипсовидной формы,
так как они удобны при проведении работ, а и меряемые параметры
у них отчетливо видны. Все замеры проводятся в залегании in situ.
При анализе дислоцированных слоев необходимо введение поправок
на наклон и азимут простирания слоя, включающею обломочный
материал. Результаты предоставляются в виде процентного содер-
жания и диаграмм: полярных (азимут простарания и угол наклона),
роз-диаграмм (азимут простирания; aiiajioi ично компасу), циклограмм
и стандартных гистограмм (см. рис. 1.14).! 1олсз1 ю исполь ювать одни
и те же обломки в каждом из частных анализов системы КАО. В
цифровом виде данные можно представить, например, как процент
выхода ориентировки по определенному сектору i ini |равлений по сто-
ронам горизонта (Судакова, Карпухин, 1972) Он представляет собой
результат деления количества обломков, ориентированных в /-м на-
правлении на количество замеров:
где z- интервал азимутов данного направления, п - количество
обломков в направлении z, - количество замеров.
Ориентировка обломков определяется, в основном, положением
длинной оси и её наклоном к горизонтальной плоскости. На ориен-
тировку влияет форма частицы и характер ее поверхности. Четкие
62
закономерности характерны для эллипсовидных и уплощенных разно-
стей. В целом, обломки фиксируются в осадке в определенном поло-
жении относительно потока, их переносящего. Например, на пляжах
удлиненная галка ориентируется вдоль береговой линии и полого на-
клонена в сторону моря, а в морене продолговатые обломки выстраи-
ваются по направлению движения льда. Скорость среды транспорти-
ровки и осадконакопления влияет на степень выдержанности ориенти-
ровки и наклона осей обломков. Увеличение скоростей, как правило,
приводит к возрастанию хаотичности расположения частиц и накло-
на. Большие углы наклона при хорошей ориентировке являются сви-
детельством слабой активности среды, а отсутствие преобладающе-
го угла падения - вторичной сортировки или переотложения вещества.
Способ обработки и перемещения обломочного материала ока-
зывает влияние на ориентировку обломков перед их непосредствен-
ной остановкой. В случае перемещения удлиненных обломков по дну
потоков они ориентируются перпендикулярно направлению транспор-
тировки, взвешенные частицы располагаются параллельно потоку
(при прочих равных условиях).
Ориентировку частиц можно изучать не только для крупнооб-
ломочного материала, но и для зерен песчаной размерности. Они
более чувствительны к частным деталям седиментации и мель-
чайшим изменениям в направлении движения среды. Подобное
изучение проводится в образцах с ненарушенной структурой под
бинокулярным микроскопом. Обобщенные данные по характерис-
тике ориентировки и петрографическому составу обломков для
различных генетических типов отложений приведены в табл. 1.3.
Пример анализа ориентировки и углов наклона крупнообломоч-
ного материала: морены восточной окраины Хибинского горного
массива (рис. 1.16А).
В абразионном уступе Умбозера вскрывается сложно постро-
енная толща из двух несортированных валунно-галечных слоев,
разделенных линзами слоистых песков и ленточных деформиро-
ванных глин (Романенко и др., 2004). Мощность верхнего валунно-
го слоя составляет около 3 м, нижнего - более 5 м. Точечное опро-
бование валунного материала, для выяснения ориентировки и уг-
лов падения максимальной плоскости (а-й), проводилось для
обломков крупнее 10 см непосредственно в стенке разреза (всего
200 обломков). Результаты сводились на диаграммах. Оба слоя
63
64
характеризуются довольно хаотичной ориентировкой обломков. В
нижнем слое длинные оси большинства обломков (66-84%) про-
сгираются с СЗ на ЮВ (рис. 1.16Б), остальные обломки ориенти-
рованы с СВ на ЮЗ. Подобное распределение может свидетель-
ствовать о преимущественном движении ледника по линии СЗ-
IOB. Отсутствие выдержанности в ориентировке обломков -
следствие небольшой удаленности от источников сноса.
Для верхнего валунного слоя обнаружено изменение доминиру-
ющего азимута простирания оси а в зависимости от точки опробо-
вания (рис. 1.16В). В первой пробе преобладала ориентировка с СВ
на ЮЗ (62% валунов), во второй явного преобладания какого-либо
азимута не выявлено. Хаотичность в ориентировке обломочного
материала можно объяснить нарушением первичной ориентировки
валунов под действием талых вод при их высвобождении из лед-
никового тела. Это предположение подкрепляется данными о на-
личии плохо выраженной слоистости в моренном заполнителе. Ге-
неральное направление движения ледникового покрова, сформиро-
вавшего оба валунно-галечных слоя, можно считать схожим.
1.5. Комплексный минералогический анализ
Комплексный минералогический анализ (КМА) включает
анализ терригенных, аутигенных и глинистых минералов и их осо-
бенностей. Круг вопросов, решаемых КМА, довольно широк
(см. табл 1.1), что связано с присутствием минералов в осадке,
которые контролируются одновременно геологическими и геомор-
фологическими факторами (питающими провинциями, генетичес-
ким и динамическим типом среды и т. п.), ландшафтно-географи-
ческими условиями образования и дальнейшего изменения осад-
ка. Использование КМА требует применения не только
комплексных знаний по палеогеографии и геоморфологии, но и под-
ключения геологических знаний в сфере классификаций минералов
Рис. 1.16. Ориентировка и углы наклона обломочного материала мо-
рен восточной окраины Хибинского горного массива: А - фрагмент
разреза; Б - циклограмма ориентировки и углов наклона длинной
оси обломков нижней моренной толщи, В - роза-диаграмма ориен-
тировки обломков верхней моренной толщи; Г- гистограмма уг-
лов наклона обломков верхней моренной толщи
65
и особенностей их состава, строения, форм нахождения в природе,
степени податливости внешним условиям среды
1.5.1. Общие сведения о минералах
В настоящее время известно более 4000 минералов. По их рас-
пространенности, минералы можно разделить на породообразую-
щие (составляющие основу породы в качестве постоянных, суще-
ственных (более 5%) компонентов), акцессорные (слагающие ме-
нее 5% породы) и рудные. Систематизация минералов может быть
основана на множестве признаков. Например, кристаллохимичес-
кая, основанная на химическом составе и кристаллохимической
структуре минеральных видов. Она включает самородные элемен-
ты, сульфиды и им подобные соединения, галоидные соединения,
окислы и гидроокислы, многочисленные кислородные соли (в т. ч.
наиболее обширную группу, составляющую основу подавляющей
части магматических и осадочных пород, - силикаты) и органи-
ческие соединения.
Важное значение имеет генетическая классификация минера-
лов, в основу которой положены варианты происхождения мине-
ральных видов - эндогенное или экзогенное. Для каждого генети-
ческого типа горных пород существуют свои ассоциации и соотно-
шения породообразующих и акцессорных минералов. Некоторые
минералы являются «запретными» для тех или иных горных по-
род. Так, в кислых магматических, метаморфических и осадоч-
ных горных породах один из породообразующих минералов - кварц.
Однако его нельзя встретить в составе основных и ультраоснов-
ных магматических пород. Для кислых пород акцессорными явля-
ются циркон, турмалин, апатит и биотит, для ультраосновных - иль-
менит, лейкоксен, магнетит, пироксены и амфиболы.
Выделяют группы минералов, приуроченные к той или иной ста-
дии литогенеза (седиментационные, диагенетические, эпигенети-
ческие, гипергенные и т. д.) или к месту образования (терриген-
ные* или аутигенные).
Минералы объединяются в группы по удельному весу или ус-
тойчивости. Устойчивость, в свою очередь, может быть химичес-
* Терригенные минералы (от лат. terra - земля и греч. genes - рождён-
ный) - обломочные зерна минералов, возникшие за счет денудации суши.
66
кой и физико-механической. Первая зависит от собственно хими-
ческого состава минерала и степени агрессивности окружающей
среды. Например, кварц (SiO2) более устойчив в средах со значе-
ниями pH = 0,2, чем в средах с pH = 5,6; апатит (Ca5[PO4]3(F,Cl,OH))
обладает весьма низкой устойчивостью в средах с pH менее 5,6, а
с pH = 10,6 степень его устойчивости резко возрастает. Можно
привести большое количество примеров минералов, устойчивых к
химическому выветриванию (кварц, циркон, рутил и т. д.), или, на-
оборот, весьма неустойчивых (пироксены, оливины, апатит и пр.).
Каждый минерал характеризуется и физико-механической устой-
чивостью. Абразивная устойчивость в большой степени зависит
от твердости минерала, его хрупкости, спайности и других свойств.
Наименьшей относительной физико-механической устойчивостью
(при прочих равных условиях) обладает графит (твердость по шкале
Мооса менее 2), а наибольшей - корунд и алмаз (твердость бо-
лее 8). Устойчивость минералов может быть гидроаэродинамичес-
кой, характеризующей особенности поведения минералов в процес-
се переноса и седиментации, их сопротивляемость механическим
воздействиям, направленным на перемещение частиц. На харак-
теристики гидроаэродинамической устойчивости минералов накла-
дывает отпечаток окатанность частиц и их гидравлическая круп-
ность, критические скорости потока перемещения вещества (ско-
рость срыва и несдвигающая скорость). К минералам с высокой
гидроаэродинамической устойчивостью относят, например, циркон,
ильменит или рутил; к минералам с низкой динамической устойчи-
востью - кианит, роговая обманка, эпидот и некоторые легкие ми-
нералы (кварц, полевые шпаты и др).
При анализе минералогических ассоциаций важно помнить о раз-
личной миграционной способности минералов, которая оценивается
по максимально дальнему возможному переносу частицы. Мигра-
ционная способность напрямую зависит от устойчивости кристалла,
характера и устойчивости воздействия среды транспортировки. Изу-
чение миграционной способности минералов важно при поиске рос-
сыпных полезных ископаемых. Г. М. Бергер (1986) приводит следу-
ющие примеры миграционной способности минералов: низкая и весь-
ма низкая миграционная способность - золото, касситерит, киноварь
и некоторые другие; высокая и весьма высокая миграционная спо-
собность - нефрит, ставролит, циркон, кварц и пр.
67
Формирование специфических минералогических ассоциаций
связано не только со свойствами минералов, но генезисом или сор-
тировкой в разнообразных природных обстановках. Например, в
условиях активного расчленения рельефа поверхности Земли или
аридизации климата формируются полимиктовые ассоциации не-
устойчивых минералов, слабо фракционированные по размеру и
удельному весу. Напротив, в условиях пенепленизации поверхнос-
ти образуются олигомиктовые ассоциации устойчивых минералов
с хорошей сортировкой по удельному весу и размеру зерен.
Каждая из минеральных групп имеет различную природу и не-
сет информацию об условиях накопления и преобразования осад-
ка. Однако для достижения комплексности и целостности палеоге-
ографической картины, реконструкции всех стадий образования от-
ложений от этапов мобилизации вещества, через его транзит к
седиментации и последующим изменениям, необходимо примене-
ние всего набора методов КМА. Выбор частного метода в систе-
ме минералогического анализа (анализ терригенных, аутигенных,
глинистых минералов или их совокупность) определяется кругом
направлений и задач палеогеографических исследований.
1.5.2. Анализ терригенных минералов
Анализ терригенных минералов позволяет установить области
сноса и пути перемещения литопотоков, стадии перемыва и переот-
ложения вещества (см. табл. 1.1). Он делится на две составляю-
щие — анализ легкой и тяжелой фракций минералов. Работа начина-
ется с разделения минералов в тяжелой жидкости по удельному весу
(например, в бромоформе (СНВг3) с удельным весом 2,87-2,9 г/см3),
выделения фракции магнитных минералов, электростатической и
диэлектрической сепараций. Рекомендуемый объем первоначальной
навески - 2-3 грамма; количество зерен, поступающих на диагнос-
тику - не менее 160-250 штук. Исследование терригенных минера-
лов проводится для зерен песчаной и алевритовой размерности. Пе-
ред проведением анализа терригенных минералов рекомендуется
проводить гранулометрический анализ отложений. Во-первых, это
позволяет получить дополнительную информацию о структуре осадка.
Во-вторых, гранулометрический анализ дает готовые размерные
фракции зерен, свободные от глинистых примесей и прочих включе-
ний, усложняющих процесс проведения минералогического анализа.
68
Методика проведения анализа терригенных минералов включа-
ет в себя диагностику минеральных видов, обработку и интерпре-
тацию результатов. Необходимым условием является надежность
диагностики и сравнимость результатов при анализе нескольких
образцов. Последнее достигается путем выбора одинаковых раз-
мерных фракций для анализа, сравнимым объемом образцов и ко-
личества диагностируемых минеральных зерен. Как правило, ис-
пользуют максимально богатую в видовом отношении и наименее
зависящую от изменчивости среды осадконакопления фракцию 0,1-
0,25 мм (Руководство..., 1987). Однако для извлечения из осадка
максимального количества геологической и палеогеографической
информации следует проводить исследования минералов в несколь-
ких размерных классах. Многими исследователями показано, что
существует специфическое распределение минералов по размеру,
зависящее от плотности зерен, устойчивости к транспортировке,
формы (особенно для пластинчатых минералов типа слюды). Об-
ломки пород и тяжелые минеральные виды концентрируются в более
крупнозернистых фракциях, легкие и неустойчивые минеральные
виды, возможно достигшие предела дробления, - в тонкозернис-
тых.
Диагностика терригенных минералов проводится с использова-
нием бинокулярного и поляризационного микроскопов. Диагности-
ку минералов, определение их размеров, характера поверхности,
типоморфных особенностей, извлечение отдельных зерен для даль-
нейшего изучения, например, прослеживания простейших микро-
химических реакций (на кальций, магний, фосфор и т. д.), которые
хорошо видны на зернах крупностью более 0,1 мм, проводят с ис-
пользованием бинокулярного микроскопа. Поляризационный мик-
роскоп позволяет максимально четко диагностировать прозрачные
и полупрозрачные минералы в иммерсионных жидкостях (для тяже-
лых минералов с показателем преломления 1,7, для легких - 1,54-
1,542). Для определения минерального состава используются лю-
минесцентный (минералы тяжелой фракции), спектральный (эле-
менты с мелкими концентрациями, редкие элементы, некоторые
минералы в шлифах и иммерсионных препаратах), рентгенографи-
ческий и термический анализы.
Результаты анализа терригенных минералов выражаются на
специальных диаграммах (рис. 1.17), обрабатываются аналитичес-
69
•4 енты КПП
Ко: фици
£
Прочие HMXOOdO
tfodon ияиокдо
si4HHOinXd£Bd
эиннэггэВэЙпоэн
KOOHtaHBbodiOH oxttod
Вторично измененные и ново- образованные ХИПЧНЕЯ
HJLBHogdBM-oj
XHdoiTHO
ВЕЭК0Ж HiroHXOodtfHJ И 1ЧНЭИЯО
Обломочные минералы, % неустойчивые минералы %‘3
Хоспис
ТЙГифчвХэ
HHoaxodHH и гпгодифив oHbodn
вянтдо KBHOxod
xhhomXeili
хихоид
xHHOJBdB
ХИХВПВ
устойчивые минералы %'s
иол dun
HHifBwdXx
нэфо
xHirodaBxo
хинвиишгиэ
irnxAd
нээлолиак
OHHtrXd
хинокчпи
HOXOHtf
xbhbcLi
Hodor ОЯХЭЭЫИГОХ
ИИТшМф ИО1Г0ЖКХ%
Wodon
w ‘BHHgXifj
BEOdEBd ojs[
oodtfy
H/Uohf
ки и математически. Прово-
дится количественный анализ
минеральных видов и групп
(в процентах от общей величи-
ны пробы или штуках), опре-
деляются специфические ми-
неральные ассоциации, объем
породообразующих и акцессор-
ных компонентов, суммарный
объем выхода тяжелой фрак-
ции (в каждом образце или во
всей фракции), подсчитыва-
ются коэффициенты, несущие
определенную смысловую на-
грузку.
При интерпретации данных
одним из основополагающих
принципов выступает «принцип
единства питающих провин-
ций» (Руководство..., 1987),
позволяющий в пределах опре-
деленной площади с единым
соотношением питающих про-
винций проводить литологичес-
кие корреляции и сопоставле-
ния в любом направлении, с
учетом зональности питающих
провинций и деятельности
агента осадкообразования.
Широко применяются вари-
анты коэффициента питаю-
щих провинций (КПП). Они
позволяют оценить вклад в со-
став осадка местных, транзит-
ных и экзотических питающих
провинций, их соотношение.
КПП определяется, например,
как отношение суммы экзоти-
70
ческих минералов к сумме местных видов Он довольно важен
при палеогеографических реконструкциях, так как именно питаю-
щие провинции определяют исходные количественные соотноше-
ния между отдельными минералами и их первичные типоморфные
особенности, обуславливая локальные, региональные и глобальные
минеральные ассоциации. Анализ смены минералогических ассо-
циаций позволяет восстановить историю формирования толщ от-
ложений. Однако между первичными соотношениями минералов в
исходной породе и их количеством в осадках областей транзита и
седиментации могут наблюдаться существенные различия. Напри-
мер, по некоторым данным при содержании титаномагнетита в
исходной породе в количестве около 2%, обогащение данным ми-
нералом пород, возникших за счет сноса материала из источника,
может увеличиваться примерно в 50 раз и более, достигая 96%
содержания.
Приведем еше один пример. В осадке обнаружено преоблада-
ние следующих минералов - кварца, полевых шпатов, мусковита,
биотита, сфена и циркона. Определим происхождение данных ми-
неральных видов. Полевые шпаты и кварц характерны для боль-
шинства генетических типов горных пород. Слюды и сфен встре-
чаются, в первую очередь, в магматических и метаморфических
породах, циркон имеет преимущественно магматическое происхож-
дение. Из анализа вариантов происхождения минералов видно, что
наиболее вероятный источник поступления материала - магмати-
ческие или метаморфические породы. Детальный анализ особен-
ностей минеральных зерен, их происхождения, принадлежности к
определенным кристаллическим породам и общей палеогеографи-
ческой ситуации в районе отбора пробы позволяет говорить о том,
что данный спектр был принесен из ареала распространения маг-
матических пород (гранитов или гранитоидов).
Для наглядного отражения породообразующих компонентов ис-
пользуется «минералогическая формула» (Руководство..., 1987).
Например, для морены московского возраста минералогическая
формула может быть записана как «РГи». Это означает, что ос-
новными компонентами морены являются роговая обманка (Р),
гранат (Г) и ильменит (и). При этом содержание роговой обманки
и граната >20%, ильменита >10%. Большой объём информации о
характере и местоположении питающих провинций поставляют ак-
71
цессорные минералы. В целях стратиграфического расчленения и
корреляции отложений применяют «реперные минералы» (мине-
ралы, прослеживающиеся во всех литологических и стратиграфи-
ческих единицах).
Информативен коэффициент гравитации (Кг), равный отно-
шению суммы содержаний наиболее тяжелых минералов (удельный
вес >3,4 г/см3) к сумме зерен с удельным весом менее 3,4 г/см3.
Он отражает принцип гравитационной сортировки материала, ди-
агностируя динамические условия среды и генезис осадка. Высо-
кие значения Кг, как правило, сопровождаются высоким выходом
тяжелой фракции и характеризуют высокую динамическую актив-
ность среды осадконакопления (например, русловую фацию аллю-
вия, в отличие от старичной).
Коэффициент устойчивости (Ку) - показатель дифференци-
ации минералов по степени их устойчивости, зависящий от силы
воздействия агента осадкообразования, времени вовлечения ми-
нерала в осадкооборот и внутренней структуры минерального вида.
Данный коэффициент рассчитывается отдельно для легкой и тяже-
лой фракции минералов и выражается как отношение суммы со-
держаний устойчивых к химическому и механическому воздействию
минералов к сумме неустойчивых. Он отражает степень полимик-
товости породы, интенсивность и длительность процессов вывет-
ривания и механического истирания обломков. Высокие значения
Ку говорят о длительности переноса вещества, возможном пере-
отложении и/или существенном преобразовании («зрелости») по-
роды. Они характеризуют динамически активные геоморфологи-
ческие обстановки, в которых формируются эоловые, русловые
аллювиальные фации, осадки прибойных зон. Низкий Ку характе-
рен для «незрелой» породы, далекой от конечного, неизменяемого
продукта литогенеза.
Для расшифровки климатически обусловленных процессов вы-
ветривания применение Ку ограничено. Неправомерно его приме-
нение при сравнении различных генетических типов отложений и
отложений разных питающих провинций
Ку может быть высчитан для отдельно взятого минерала: это
отношение содержания минерала в измененной и переотложенной
породе к его содержанию в породе исходной. Подобная модифика-
ция коэффициента может быть использована только в случае точ-
72
но установленного источника сноса и рассчитывается отдельно
относительно химической, физико-механической или гидроаэроди-
намической устойчивости минерала.
В качестве показателей гидроаэродинамической зрелости мо-
жет выступать суммарное содержание тяжелой фракции терриген-
ных минералов. Химическая устойчивость оценивается путем под-
счета суммарного содержания минералов с высокой химической
устойчивостью, а также содержания в осадке наиболее устойчи-
вых минералов - циркона, турмалина и рутила. Сопоставление осад-
ков по степени зрелости корректно при условии их образования в
сходных средах за счет одинаковых источников сноса и идентич-
ности методики аналитических работ.
Соотношения отдельных минералов отражают источники сно-
са, тектонические и седиментационные условия (Гроссгейм и др.,
1984). В этом ключе выделяются соотношения минералов, ха-
рактерных для кристаллических пород различного генезиса (цир-
кон : рутил и др.)- Тектонические условия отражают соотноше-
ния минералов с контрастной плотностью (циркон : слюды и др.);
седиментационные условия отложения вещества, дальность его
переноса и степень зрелости - соотношение устойчивых и неус-
тойчивых минералов (циркон : (пироксены+амфиболы+слюды)
и др.).
Основные трудности терригенной минералогии обусловлены:
изменчивостью содержания минералов в осадочных толщах в вер-
тикальном и латеральном направлении, в том числе в пределах
одного генетического типа отложений; многочисленностью геоло-
гических (исходный состав пород и свойства минеральных видов,
тектонический режим, вулканизм и т. д.) и геоморфологических
(рельеф, геоморфологические процессы и их зональность, динами-
ка среды осадконакопления, переотложение) факторов, определя-
ющих состав минералогических ассоциаций, наложением и влия-
нием на состав осадка постседиментационных преобразований, кли-
матических ландшафтных условий. Примером может служить
различная устойчивость кварца и полевых шпатов к воздействию
криогенных процессов. В. Н. Конищевым (1981 и др.) предложен
кварц-полевошпатовый коэффициент ([Q/ПШ 0,05—0,01 ]/[Q/niIl
0,1-0,05]), основанный на специфической устойчивости минералов
в криолитозоне к процессам криогенного дробления и пределах дроб-
73
ления частиц для разных минеральных видов (максимальное со-
держание кварца Q отмечено во фракции 0,05-0,01 мм, полевых
шпатов ПШ - 0,1-0,05 мм).
Климатическое влияние на состав терригенного спектра прояв-
ляется, в первую очередь, во влиянии химического и физического
выветривания, а также в воздействии живых и растительных орга-
низмов на состояние поверхности зерен, степень их сохранности и
скорость разрушения в определенных климато-геоморфологичес-
ких обстановках.
Отдельно стоит подчеркнуть влияние постседиментационных
преобразований вещества на состав терригенно-минералогическо-
го спектра, проявляющееся на начальных этапах в преобразовании
химически неустойчивой части спектра и вплоть до сохранности
исключительно весьма устойчивых видов в наиболее древних осад-
ках. В данном случае сохранение большого количества неустой-
чивых минералов в областях, подверженных сильным постседи-
ментационным изменениям, может быть свидетельством умень-
шения поверхностного химического выветривания и быстрой
консервации осадка
Пример интерпретации данных анализа тяжелой фракции терри-
генных минералов (0,25-0,1 мм): анализ отложений, слагающих бор-
та и конус выноса Волчьего оврага, прорезающего левый коренной
склон долины р. Протвы (Боровский район Калужской области).
В бортах оврага вскрываются два горизонта валунных суглинков
(морены днепровского и московского возраста), разделенные пачкой
водно-ледниковых и озерных осадков (рис. 1.18). Из диаграммы вид-
но, что минералогический состав тяжелой фракции этих отложений
довольно однороден. В спектре присутствуют минералы, характер-
ные для магматических (циркон, ильменит, роговая обманка), мета-
морфических (гранат, рутил, сфен, ставролит и др.) и осадочных (гла-
уконит, сульфиды) горных пород. Учитывая положение района, ми-
нералы первых двух групп относятся к экзотическим. Они же
выступают в качестве породообразующих и преобладающих акцес-
сорных минералов для всех осадков, вне зависимости от их положе-
ния в разрезе и генетической принадлежности. Единство минерало-
гического спектра свидетельствует об идентичности питающих про-
винций, а также о положении последних в пределах Скандинавской
петрографической области
74
Породообразующие минералы для всех горизонтов: гранат, ро-
говая обманка и ильменит. Тем не менее, в минералогическом спек-
тре каждого из горизонтов выделяются специфические особенно-
сти. Нижняя валунная толща (рис. 1.18А) характеризуется преоб-
ладанием граната, роговой обманки и ильменита. Минералогическая
формула горизонта - Гри. В достаточном количестве присутству-
ют глауконит и сульфиды - минералы-индикаторы осадочных по-
род палеозойского возраста. Толща имеет довольно сильную связь
с коренными осадками и формировалась одновременно за счет
привнесенного материала и разрушения местных осадочных по-
род под воздействием ледникового покрова. Присутствие ильме-
нита, граната, рутила говорит о способности среды осадконакопле-
ния переносить тяжелые минеральные зерна. У верхней валунной
толщи аналогичная минералогическая ассоциация, но с изменени-
ем соотношения отдельных минералов. Минералогическая форму-
ла - Рги. Отмечается наличие глауконита, пропадают сульфиды.
Связь с коренными осадками практически потеряна.
Водно-ледниковые отложения, залегающие непосредственно над
нижней мореной, характеризуются отсутствием сульфидов, мак-
симальным по всей толще суммарным содержанием глауконита и
общей неравномерностью в содержании минералов. Минералоги-
ческая формула аналогична днепровской морене. Из анализа со-
става горизонта вытекает предположение о его формировании за
счет перемыва нижележащей толщи (схожесть состава) в услови-
ях нестабильного режима водно-ледниковых потоков (неравномер-
ность содержаний).
Водно-ледниковые осадки, залегающие под верхней мореной,
характеризуются максимальным по разрезу содержанием роговой
обманки. Минералогическая формула - Рги и РГи. Циркон, рутил,
сфен и сульфиды отсутствуют. По составу горизонт близок к мос-
ковской морене. Он формировался в относительно спокойных ус-
ловиях (преобладание роговой обманки), в среде не способной пе-
реносить тяжелые минералы (отсутствие циркона и рутила, сниже-
ние содержания ильменита). Толща сохраняет связь с
подстилающими осадками (наличие зерен глауконита).
Основные особенности озерных алевритов в средней части раз-
реза - общий рост содержания роговой обманки, падение содер-
жания граната и высокое количество глауконита, при общем неста-
75
бильном содержании минералов. Минералогическая формула -Рги.
В составе прослеживается связь с подстилающими отложениями.
Увеличение вверх по разрезу количества роговой обманки, эпидо-
та и турмалина свидетельствует в пользу формирования осадка за
счет взвешенных частиц в обстановке чрезвычайно низкой дина-
мической активности среды.
Минералогический спектр пролювиальных отложений конуса
выноса (КВ) разнообразен, в целом схож с отложениями бортов
оврага (рис. 1.18Б). Минералогическая диаграмма делится на две
части - нижнюю с равномерным содержанием минералов, и верх-
нюю с более богатым видовым разнообразием и большой вариа-
бельностью в содержании отдельных видов. Нижняя часть КВ
формировалась при относительно спокойном режиме поступления
материала из оврага - возможно, из той его части, которая врезана
в озерные алевриты и залегающие над ними водно-ледниковые
76
77
отложения. Для этапа формирования верхней пачки пролювия ха-
рактерно чередование активных эрозионных событий и периодов
относительной стабилизации. Они маркируются пиковыми значе-
ниями коэффициентов устойчивости и гравитации и взаимно проти-
воположным содержанием основных породообразующих компонен-
тов - легкой и неустойчивой роговой обманки и тяжелых и устой-
чивых граната и ильменита.
Сравнение минералогических спектров отложений, вскрытых в
бортах оврага и на его конусе, позволяет в общих чертах реконструи-
ровать историю его развития. Заложение оврага произошло в средней
части склона. Затем произошло углубление формы и её врез в нижние
горизонты водно-ледниковых отложений и валунных суглинков (мар-
кируется пиками содержания глауконита), а также регрессивный при-
рост с врезанием в верхние горизонты водно-ледниковых осадков и
московской морены. Далее развитие формы стабилизировалось, о чем
говорит резкое снижение содержания большинства минералов и верх-
ний максимум роговой обманки в спектре конуса выноса.
1.5.3. Морфоскопия песчаных зерен
Метод морфоскопии песчаных зерен имеет более чем вековую
историю, прочно войдя в практику литологических, геоморфологи-
ческих и палеогеографических исследований.
Морфоскопия песчаных зерен подразумевает изучение их фор-
мы и характера поверхности. Сохраняя свойства, унаследованные
от минералов коренных пород, зерна терригенных минералов при-
обретают черты, обусловленные свойствами тех сред, в которых
происходит их перенос, накопление и постседиментационное пре-
образование. Морфология поверхности и форма частиц изменяют-
ся при смене экзогенного агента, что позволяет устанавливать при-
роду настоящих и предшествующих условий транспортировки и
аккумуляции отложений. Тем самым палеогеографические обста-
новки и условия осадконакопления так или иначе находят отраже-
ние в вещественных особенностях осадков.
Если морфология зерна зависит от первичной формы, свойствен-
ной тому или иному минералу, условий выветривания, характера и
длительности транспортировки, то черты поверхности зерна более
подвержены изменениям и определяются также особенностями
химической и термической обстановки в постседиментационный
78
период. При смене условий на песчаных зернах первоначально из-
меняются элементы поверхности, затем форма и размер зерна.
I <1ким образом, характеристика микроморфологии поверхности
1срригенных зерен является более тонким показателем генетичес-
кой принадлежности осадков.
Широкое использование метода в применении к зернам кварца
определяется свойствами самого минерала. С одной стороны, хи-
мический состав и кристаллическое строение кварца предопреде-
1яют устойчивость зерен к процессам выветривания и, следова-
тельно, широкое распространение их в рыхлых отложениях разного
генезиса и возраста. Его твердость обеспечивает долгое сохране-
ние сформировавшихся элементов на поверхности частиц. Форма
юрен кварца лучше других минералов отражает физико-географи-
ческую обстановку благодаря отсутствию спайности.
Морфоскопия песчаных зерен применяется для решения ряда па-
леогеографических задач. Во-первых, в качестве важного диагности-
ческого признака генезиса осадков. На основании исследований взаи-
мосвязи генезиса рыхлых отложений с характером формы и поверх-
ности кварцевых зерен было описано и классифицировано множество
механических и химических элементов поверхности, которые соот-
ветствуют различным обстановкам транспортировки и накопления
отложений. Обобщая полученные результаты, можно сказать, что:
• каждый генетический тип отложений характеризуется опреде-
ленным набором морфологических элементов поверхности квар-
цевых частиц;
• уровень воздействия процессов, создающих микрорельеф на
поверхности зерен, зависит от продолжительности транспорти-
ровки и энергетического состояния среды переноса и/или акку-
муляции осадка;
• интенсивность химического преобразования зависит от харак-
тера и длительности выветривания, структуры отложений, раз-
мера зерен минералов, положения разреза в рельефе и в по-
чвенном профиле.
Во-вторых, морфоскопия зерен может применяться в качестве
контролирующего и детализирующего метода при комплексном
подходе в целях региональной палеогеографии для диагностики
условий осадконакопления и генезиса древних отложений. Четко
определенного возрастного ограничения на применение данного
79
метода не существует: возможность использования во многом за-
висит от интенсивности постседиментационных процессов Сле-
дует учесть, что процессы растворения и осаждения, происходя-
щие на поверхности песчаных зерен, могут существенно маскиро-
вать и уничтожать исходные элементы. Вместе с тем, успешно
проводятся исследования для отложений раннего кайнозоя, мезо-
зоя, палеозоя и даже протерозоя.
В-третьих, изучение морфоскопии песчаных зерен использует-
ся д ля восстановления истории развития рельефа и источников сноса
обломочного материала. Элементы на поверхности зерен могут
быть как современными (соответствовать обстановке, из которой
были отобраны зерна), так и унаследованными. Наличие унасле-
дованных элементов может интерпретироваться как смена дей-
ствующего агента на определенном этапе осадконакопления. Мно-
гие зерна несут следы последовательного воздействия нескольких
обстановок. На их поверхности это выражается в том, что элемен-
ты (химические и механические) разных обстановок накладыва-
ются друг на друга; на одном отдельно взятом зерне может быть
запечатлено до 5 эпизодов. Но не вся совокупность песчаных час-
тиц из одного образца несет следы всех обстановок: история на-
копления отложений восстанавливается путем тщательного ана-
лиза многих зерен.
Одна из особенностей методики состоит в том, что заключение
о происхождении толщи основывается на анализе отдельных зе-
рен, представляющих собой определенный ансамбль частиц, каж-
дая из которых имеет «собственное» происхождение. Наряду с
терригенно-питающими провинциями (областями сноса) становит-
ся возможным выделять терригенно-питающие агенты - группы
процессов, ответственных за перенос отдельных частиц и их дос-
тавку в поток наносов, из которых формируется генетический тип
осадка как единое целое.
Основным аналитическим методом изучения морфоскопии пес-
чаных зерен является сканирующая (растровая) электронная
микроскопия (РЭМ), позволяющая получать увеличения от сотен
до десятков тысяч раз, что дает большие возможности увеличе-
ния по сравнению с бинокулярными микроскопами (первые десят-
ки раз). Выбор размера фракции для анализа определяется техни-
ческими возможностями и задачами исследования. Чаще всего
80
используются фракции среднего (0,25-0,50 мм) и крупного (0,50-
I 0 мм) песка. Навеска песчаной фракции кипятится в 10% растворе
IICI на кипящей водяной бане в течение 10 мин для удаления с
поверхности песчаных частиц железистых и карбонатных пленок.
Кварцевые зерна выделяются под бинокулярным микроскопом: либо
методом квартования для снижения влияния фактора субъектив-
ности при отборе частиц, либо в результате максимально возмож-
ной выборки нужных зерен в случае их незначительного присут-
ствия в образце. Зерна из одного образца (оптимально 50-60 штук)
фиксируются на специальных столиках и напыляются тонким сло-
ем (10pm) токопроводящего материала (золото, углерод), позволя-
ющего снять поверхностный заряд с исследуемых образцов элек-
тронным сканирующим лучом. Такой «покровный слой» не иска-
жает и не маскирует даже самые мелкие элементы рельефа
поверхности. 20-25 зерен из каждого образца считается достаточ-
ным для изучения всего разнообразия элементов поверхности час-
тиц. Минеральный состав изучаемых зерен уточняется с примене-
нием микрозондовых анализаторов, которыми оснащено большин-
ство электронных микроскопов: объективный результат может быть
получен только в случае изучения совокупности частиц одного ми-
нерального вида.
В ходе исследования для каждого зерна создаются электрон-
ные микрографии - зерно целиком, отдельные характерные и/или
уникальные фрагменты. Форма частиц и комбинация различных
элементов их поверхности используются для суждения о генезисе
частиц. Окатанность/округленность песчаных зерен устанавлива-
ется либо по пятибалльной визуальной шкале А. В. Хабакова ана-
логично как для обломочных частиц (см. раздел 1.5.2), либо по
упрощенной схеме «угловатые/окатанные» зерна.
Как правило, на поверхности частиц присутствуют две различ-
ные группы элементов - образованные в результате механическо-
го и химического воздействия на зерна кварца. К механически об-
разованным элементам относятся сколы разных размеров, плос-
кие поверхности расколов, царапины, серпообразные желобки,
V-образные микроуглубления, мелкоямчатый микрорельеф, прилип-
шие частицы и др. К химически образованным элементам поверх-
ности относятся: ориентированные лунки травления, следы раство-
рения и осаждения кремнезема, ямки и бороздки растворения, сле-
81
ды роста кристаллов и др. Описание и интерпретация наиболее рас-
пространенных диагностических характеристик поверхности квар-
цевых зерен приведены в ряде работ (Krinsley, Doomkamp, 1973;
Higgs, 1979; Величко, Тимирева, 2002; Алексеева, 2003; и др.).
Каждый генетический тип отложений характеризуется опреде-
ленным набором морфологических элементов поверхности песча-
ных зерен. Элемент считается диагностическим, если он занима-
ет не менее 10% видимой площади зерна. Важно помнить, что от-
дельные элементы на поверхности зерен не могут быть
достаточными для интерпретации обстановок осадконакопления.
Выводы должны основываться на комбинации характеристик по-
верхности. И даже в этом случае результаты анализа часто носят
неоднозначный характер: частицы разного происхождения могут
иметь сходный облик поверхности, что требует контроля со сторо-
ны других методов изучения рыхлых отложений. Наличие той или
иной комбинации элементов поверхности свидетельствует только
о том, что эти элементы могут быть встречены в обстановках со
сходными динамическими характеристиками. Царапины, желобки
и V-образные микроуглубления относятся к одному классу меха-
нических элементов и могут встречаться на зернах разных обста-
новок водного ряда - потоковых, пляжевых, озерных.
Материал элювиальных образований характеризуется углова-
той формой частиц, с острыми ребрами. Основными элементами
поверхности песчинок являются сколы с раковистым изломом (что
в целом характерно для зерен кварца), прямые ступени и поверх-
ности разломов. Часто поверхность зерен осложнена элементами
химического происхождения, такими как следы осаждения и ра-
створения кремнезема (рис. 1.19).
Зерна, образованные при ледниковом литогенезе, и зерна из
материала элювия часто имеют сходные характеристики поверх-
ности. Типичными чертами морфоскопии кварцевых зерен из лед-
никовых обстановок, образованными в результате механического
взаимодействия зерен друг с другом, с крупнообломочным мате-
риалом и с подстилающей поверхностью, являются: угловатая фор-
ма, острые ребра и углы, раковистый излом, параллельная штри-
ховка на сколах, царапины и желобки. Встречаемость зерен с ост-
рыми угловатыми очертаниями и большим развитием раковистых
изломов возрастает в отложениях покровных оледенений со значи-
82
ильной мощностью льда и дальностью транспортировки по срав-
нению с отложениями горных ледников.
В субаквальных условиях основным процессом является меха-
ническое взаимодействие зерен в водном потоке, которое приво-
щт к окатыванию и образованию в большинстве случаев гладкой
1лянцевой поверхности зерна со среднерасчлененным рельефом,
с различными по размеру и форме механическими углублениями,
Рис. 1.19. Морфология и характер поверхности кварцевых зерен
фракций 0,1-0,25 и 0,25-0,50 мм под сканирующим электронным
микроскопом: А - зерно угловатой формы с острыми гранями, со
сколами разных размеров; Б - зерно округлой формы, со сглажен-
ными гранями и углами, на поверхности видны сколы, царапины и
прилипшие частицы; В - скол, раскалывающий частицу с высокой
окатанностью вследствие криогенного преобразования; Г - ра-
ковистый излом - характерная черта кварцевых частиц; Д- сер-
пообразные желобки в сочетании с V-образными ямками - призна-
ки водного переноса; Е - мелкоямчатый микрорельеф, образован-
ный вследствие эоловой транспортировки; Ж - трещиноватая
расчлененная поверхность, образованная в результате раство-
рения кремнезема; 3 - зерно, претерпевшее сильное изменение
формы и поверхности в ходе процессов осаждения кремнезема;
И - глубоко расчлененная поверхность зерна вследствие процес-
сов химического выветривания
83
размер, глубина и плотность распределения которых могут быть
соотнесены с энергией потока. Для сублиторальных отложений
характерными являются механические V-образные микроуглубле-
ния, мелкие сколы, прямые и серпообразные желобки, остатки мик-
роорганизмов В менее динамичных обстановках вне прибойной
зоны (лагунные, шельфовые условия) на поверхности зерен появ-
ляются ориентированные лунки травления треугольной формы, воз-
никающие в результате растворения кремнезема в морской воде.
Основным фактором формирования поверхности кварцевых зе-
рен в эоловых обстановках является механическая корразия. Ха-
рактерными чертами эоловых зерен является округленная форма,
сглаженная поверхность со слаборасчлененным рельефом, ослож-
ненная мелкоямчатым микрорельефом, меандрирующими хребта-
ми, формами осаждения и растворения. Мелкоямчатый микроре-
льеф, хорошо диагностирующийся с помощью сканирующего мик-
роскопа, формируется в результате многочисленных соударений
между частицами в воздушном потоке; под бинокуляром такая
поверхность видна как матовая.
В обстановках с активно протекающими процессами химичес-
кого выветривания сильно изменяется исходная поверхность зе-
рен, вплоть до ее полной дезинтеграции. Основными элементами
поверхности зерен здесь является сильно расчлененный рельеф,
образованный элементами химического растворения и роста, бо-
роздки и ямки растворения.
В криогенных условиях кварц менее устойчив, чем полевые
шпаты (Конищев, 1981). Основные процессы здесь ведут к раз-
рушению частиц в цикле промерзание - протаивание (расклини-
вающее давление льда и криогидратационное разрушение зерен)
и к образованию поверхностей раскалывания и трещин, связан-
ных с полостями газово-жидких включений. Типичными чертами
морфологии частиц криогенного элювия являются дефекты трех
типов: борозды, трещины и сколы разных типов (Рогов, 2010).
В качестве примера использования морфоскопии кварцевых зе-
рен для целей палеогеографии можно привести результаты иссле-
дований песчаных частиц из четвертичных отложений террито-
рии бассейна Средней Протвы в центральной части Русской рав-
нины, относящейся к краевой зоне московского оледенения. Были
изучены кварцевые зерна фракции 0,25-0,5 мм из серии ранне-
84
среднечетвертичных ледниковых, водно-ледниковых и аллювиаль-
ных отложений (Алексеева, 2005). Установлено, что в изученных от-
ложениях присутствуют кварцевые зерна трех основных типов с чер-
тами ледникового, водного и эолового переноса. Отложения разных
генетических типов различаются по соотношению зерен выделен-
ных микроморфологических групп. Соотношения элювиальной (мо-
розно-ледниковой), водной и эоловой составляющих закономерно из-
меняются при изменении климатических условий: в теплых услови-
ях растет доля флювиальной компоненты, в холодных - эоловой.
1.5.4. Анализ аутигенных минералов
Аутигенные минералы (от греч. authigenes - местного про-
исхождения, самобытный) - минералы, образованные в процессе
седиментации и литогенеза на месте накопления отложений. Их
анализ проводится для зерен различной крупности - от грубооб-
ломочных до глинистых. Диагностировать новообразованные
минералы можно по идиоморфным особенностям кристаллов,
прихотливым контурам зерен, наличию специфических минераль-
ных агрегатов (псевдоморфоз замещения и выполнения, пленок,
наростов и т. п.), по выполнению аутигенными минералами пор и
трещин в исходных терригенных зернах. Они могут содержаться
в осадке в виде рассеянных по породе коллоидных сгустков или
мелких кристаллов (например, сгустки лимонита, органического
вещества, мелкие кристаллики кальцита или гипса) или колломор-
фных зерен уже прошедших коллоидную стадию (опал, глауконит
и др.) Встречаются аутигенные оолиты или бобовины - тела ок-
руглой или эллипсовидной формы с концентрически-слоистым
строением (окислы и гидроокислы железа, арагонит). Подобная
форма аутигенных минералов свидетельствует о возможных пе-
риодических колебаниях физико-химических условий среды
(оолиты) или, наоборот, равномерном притоке аутигенного ве-
щества (бобовины). И, наконец, они могут быть выражены в виде
гидроморфных кристаллов, формирующихся в ходе свободного
роста в пустом пространстве или плотной среде осадка (кварц
или кальцит).
Как правило, новообразования содержатся в осадках в неболь-
шом количестве. Их регистрация требует просмотра всего объе-
ма образца и кропотливой диагностики, в том числе с использова-
85
нием химических реагентов и дополнительных анализов (например,
рентгеноструктурного).
Для палеогеографических реконструкций важно, что аутигенные
континентальные и морские минералы, а также минералы, сформи-
рованные в отличных между собой ландшафтно-климатических об-
становках, хорошо различаются между собой. Для их возникнове-
ния чрезвычайно благоприятна пограничная среда, области геохи-
мических барьеров Они фиксируют смену режимов
осадконакопления и вследствие этого выступают маркерами для па-
леогеографических построений. Так, в аридных ландшафтах присут-
ствуют ассоциации кальцита и гипса, в аллювиальных континенталь-
ных отложениях - пленки и налеты гидроокислов железа, марказит
и пирит, в шельфовой зоне умеренного климатического пояса - окисли
и сульфиды железа и марганца, а в морских бассейнах с высокой
соленостью - соли магния и т. д.
Анализ аутигенных минералов дает хорошие результаты при ре-
конструкции морских условий осадконакопления (Славин, Ясаманов,
1983). Карбонатные конкреции формируются в тонкозернистых и
глинистых осадках на достаточном удалении от берега. Глауконит и
шамозит - свидетели этапов мелководности бассейна; железистые
и железо-алюминиевые оолиты - близости береговой зоны, фосфо-
риты формируются между береговой зоной и более глубоководны-
ми карбонатными осадками. Морские пирит и марказит, кальцит и
доломит - результат существования щелочной среды осадконакоп-
ления, сидерит - диагностический минерал для кислых условий. При
высокой щелочности среды и изобилии кислорода формируются окис-
лы и гидроокислы железа и марганца, в восстановительных услови-
ях - сульфиды железа, марганца, цинка и свинца.
Высокую результативность и информативность анализ аутиген-
ных минералов показывает в совокупности с диатомовым анали-
зом (см. раздел 5.2).
1.5.5. Анализ шлифов с ненарушенной
структурой и текстурой
Микроморфологическое исследование базируется на анали-
зе вещества с ненарушенной текстурой и структурой в тонких
шлифах, изготовленных из отобранных в поле монолитов (рис. 1.2).
86
Шлифы изучаются под электронным микроскопом, как правило,
с возможностью фотографирования. Работа может начинаться
с изучения гранулометрического состава породы, с условием,
что шлиф ориентирован параллельно слоистости. В ходе работ
осуществляется замер зерен в шлифе под микроскопом (300 зе-
рен без пропусков), оценка формы зерен, определение на микро-
уровне первичных и наложенных текстурных особенностей, типа
цемента, включений, степень сортировки, ориентировка и взаи-
моотношения отдельных составляющих вещества. Далее сле-
дует диагностика минеральных видов. Характеризуется глини-
стое вещество и агрегаты, аутигенные выделения. С целью изу-
чения морфологии зерен, пористости осадка и некоторых других
свойств применяются сканирующие микроскопы (image
analysers). Для изучения структуры, характера тонких включе-
ний и изменения свойств в массиве породы используется рент-
генография. Работа со шлифами сопровождается подробным опи-
санием (рис. 1.20).
Рис. 1.20. Пример шлифа с ненарушенной структурой: А - сорти-
ровка пылеватого материала вдоль трещины усыхания; Б - коль-
цевая ориентировка зерен. Фотографии Т М. Гэигорьевой
1.5.6. Изучение минералов глинистой фракции
К глинистой (илистой) фракции в отечественной практике
относят частицы диаметром менее 1/5 цт (0,001/0,005 мм), а в
зарубежных классификациях - менее 2 цт (0,002 мм). Минералы
глинистой фракции разделяются на две группы: собственно глини-
стые и неглинистые минералы.
87
Глинистые минералы слагают главную часть осадочных глинис-
тых пород, кор выветривания, почв и составляют дисперсную часть
ряда обломочных, карбонатных и других горных пород. Они относят-
ся к группе слоистых силикатов и алюмосиликатов; кристаллическая
решетка представляет собой закономерное сочетание слоев, со-
стоящих из кремнекислородных тетраэдров и гидроксильных ок-
таэдров с атомом алюминия, железа или магния в центре. Слож-
ные сочетания этих двух основных структурных элементов наряду
с различиями в химическом составе определяют выделение ос-
новных минеральных типов глинистых минералов: группа каолини-
та (каолинит, диккит, накрит, галлуазит) с двухслойной структурой
кристаллической решетки, грУппа слюд (гидробиотит, гидромуско-
вит (иллит), глауконит) и группа смектитов (монтмориллонит, бей-
деллит, нонтронит, сапонит) с трехслойной структурой, группа хло-
ритов с четырехслойной структурой и группа смешаннослойных
минералов, где в одной структуре сочетаются слои различных ти-
пов (каолинит-монтмориллонит, хлорит-смектит и др.). Кристалле-
химические различия в структуре предопределяют различия в свой-
ствах глинистых минералов
К неглинистым минералам, встречающимся в составе глинис-
той фракции, относятся магнезиальные ленточные силикаты па-
лыгорскит и сепиолит, аллотигенные тонкодисперсные минералы
(обломочный кварц, полевые шпаты, слюда), а также широкий на-
бор аутигенных минералов, представляющих особый интерес для
целей палеогеографии (карбонаты, сульфаты, оксиды и гидрокси-
ды железа, алюминия и марганца, пирит), гуминовые соединения
Изучение минералов глинистой фракции - природных нано-
частиц — требует применения особых аналитических подходов.
Малый размер и высокая дисперсность делают практически не-
возможным универсальный метод изучения в шлифах под микро-
скопом. Сложный и часто изменчивый химический состав, разно-
образная структура кристаллической решетки, сходство оптичес-
ких и кристаллографических признаков у разных минералов, наличие
смешаннослойных минералов и полиминеральность изучаемых
объектов подразумевают использование комплексов методов с
применением сложной дорогостоящей аппаратуры. Интерпретация
аналитических результатов требует специальной подготовки и вы-
сокой квалификации исследователя.
88
Изучение химического состава компонентов глинистой фрак-
ции проводится с использованием валового химического анализа, в
ходе которого определяются концентрации макро- и микроэлемен-
тов. В настоящее время чаще всего применяется методика изме-
рений массовой доли металлов и оксидов металлов в порошковых
пробах методом рентгенфлуоресцентного анализа (XRF). На осно-
вании химического состава рыхлых отложений и почв рассчиты-
вается ряд геохимических показателей, которые используются для
реконструкции условий осадконакопления (Sheldon and Tabor, 2009;
и др.) Например, коэффициент химического выветривания CLA от-
ражает соотношение первичных и вторичных минералов в вало-
вом образце и может быть использован как показатель климата
CLA =
А12О3
ч-ЮО.
А12О3 + СаО + Na2O + К2О
Коэффициент выветривания Rb/Sr применяется на основании
разницы в устойчивости различных минералов, например, слюд и
кальциевого полевого шпата (КПШ), с которыми в ассоциации на-
ходится Rb, и карбонатов, с которыми ассоциируется Sr. Отноше-
ния МпО/А12О3, MnO/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/Fe2O3 позволяют су-
дить об уровне биологической активности и биопродуктивности.
Отношение ТЮ2/А12О3 позволяет оценить степень однородности
материала.
Определение минералогического состава глинистой фрак-
ции может осуществляться различными методами. Ведущая роль
принадлежит методу рентгеновской дифрактометрии, подра-
зумевающему, что каждое кристаллическое вещество имеет ха-
рактерную атомную структуру, обусловливающую появление опре-
деленной дифракционной картины, возникающей при отражении рен-
тгеновских лучей от атомных плоскостей кристаллических решеток.
Сопоставляя дифракционную картину (положение пика/пиков и его/
их интенсивность) неизвестного минерала с дифракционной карти-
ной эталона, можно определить минерал. Количественное соотно-
шение минералов в поликомпонентных смесях основано на том, что
интенсивности характерных для каждого минерала дифракционных
отражений пропорциональны концентрации минерала в смеси. Рас-
четы выполняются с использованием специальных методов количе-
89
ственного рентгеновского анализа (метод стандартных смесей, ме-
тоды внешнего и внутреннего стандартов, метод добавок и т. д.).
ИК-спектроскопия позволяет получить информацию о кристал-
лохимических особенностях глинистых минералов, основанную на
явлении специфического поглощения разными веществами ИК-из-
лучения определенных длин волн. Фиксируемые в ИК-спектрах
полосы поглощения обусловлены переходами между колебатель-
ными энергетическими уровнями в молекулах вещества.
Мессбауэровская спектроскопия может быть использована
для полной характеристики состояния железа: его валентности,
координации, ионного и ковалентного типов связи, магнитного со-
стояния - пара-, ферро-, антиферро- или суперпарамагнитного.
Железо - важный химический компонент минералов глинистой фрак-
ции: оно входит в структуру многих глинистых минералов в каче-
стве основного катиона (биотит, флогопит, железистые хлориты,
нонтронит и др.), либо в качестве изоморфной примеси, замещая
AI3+, Si4+. Железо может присутствовать и в свободной форме - в
виде оксидов и гидроксидов (гематит, гетит, магнетит и др.). Кро-
ме того, железо благодаря переменной валентности очень отзыв-
чиво на изменение факторов окружающей среды, и его состояние
является важным показателем обстановок осадкообразования.
Термический анализ основан на определении фазовых превра-
щений веществ при нагревании (охлаждении), подходит как для
кристаллических, так и для аморфных соединений. Это надежный
и удобный метод диагностирования многих минералов; особенно
ценен при расшифровке механических минеральных тонкодиспер-
сных смесей (глин, бокситов, цементного сырья, карбонатных по-
род, почв, илов и т. д.).
Морфологические особенности частиц глинистых минералов,
такие как форма и размер, изучаются с использованием электрон-
ных микроскопов (просвечивающих и сканирующих), что может
дать информацию о степени сохранности и характере изменения
минералов. Глинистые частицы в процессе переноса трансформи-
руются. Размытые контуры частиц свидетельствуют о выветре-
лости, а неровный обломочный характер зерен глинистых минера-
лов - показатель их аллотигенности. Например, кристаллы конти-
нентального каолинита, подвергаясь механическому воздействию,
расслаиваются на пластинки, края их разрываются, крошатся.
90
Морфология частиц позволяет идентифицировать присутствие
минералов, содержащихся в малом количестве и поэтому не реги-
стрируемых на дифрактометрах (рис. 1.21). Например, гидрослю-
да представляет собой пластинки изометричной формы с относи-
тельно четкими краями; монтмориллонит - неправильные листоч-
ки с нечеткими размытыми контурами. Каолинит имеет четкую
шестигранную форму кристаллов, а частицы палыгорскита - вы-
тянутую игольчатую форму.
Рис. 1.21. Глинистые чешуйки под просвечивающим электронным
микроскопом (Фролов В. Т Литология. Т 2. 1993. С. 275): А - каоли-
нит; Б - трубочки галлуазита, В - щепковидные чешуйки гидро-
мусковита, Г - чешуйки глауконита; Д - лентовидные чешуйки
палыгорскита; Е- чешуйки монтмориллонита с диффузно раз-
мытыми краями (увеличение х 9000-12000)
Знание происхождения и особенностей поведения минералов
глинистой фракции в зависимости от изменений условий окружаю-
щей среды дает в руки исследователя богатую информацию для
решения ряда палеогеографических задач. В геоморфологических
и палеогеографических построениях и реконструкциях собственно
глинистые минералы играют двоякую роль.
Глинистая составляющая в ледниковых, склоновых, пролюви-
альных, аллювиальных и в значительной степени озерных отложе-
91
ниях - это механически перенесенный и переотложенный матери-
ал с суши, образующийся при разрушении и переотложении раз-
личных осадочных пород и кор выветривания. Терригенный глини-
стый материал может указывать на связь вещественного состава
осадков с подстилающими коренными породами, на источники сно-
са. Но основную миссию при палеоклиматических реконструкциях
выполняют аутигенные глинистые минералы, образование которых
отражает условия осадконакопления, характер выветривания и поч-
вообразования. По происхождению аутигенные глинистые минера-
лы можно разделить на первичные, образованные в результате син-
теза из растворов, и вторичные, представленные продуктами пре-
образования других минералов.
Первичные аутигенные (хемогенные) глинистые минера-
лы образуются за счет химического синтеза, когда в морской или
озерный бассейн в коллоидной форме поступают SiO2*nH2O,
А1(ОН)3, Fe(OH)3 и другие компоненты (Кузнецов, 2007). Форми-
рование аутигенных минералов происходит также в результате
почвенных процессов, зачастую при участии микроорганизмов.
Непосредственный синтез глинистых минералов из растворов идет
медленно при низких температурах и из-за малого содержания в
гидросфере растворенных SiO2 и А12О3, характеризующихся низ-
кой растворимостью (Фролов, 1993). Признаком синтетического
генезиса глинистых минералов служит высокая степень совер-
шенства кристаллической структуры. Состав первичных аутиген-
ных глинистых минералов в значительной степени обусловлен
геохимическими условиями их образования. В болотах с кислы-
ми условиями (торфяники с pH 4-5) и в опресненных лагунах гу-
мидных побережий формируются минералы группы каолинита. В
щелочных условиях содовых озер, в лагунах аридных побережий
с повышенными значениями pH образуются минералы группы
смектитов и большинство гидрослюд, являющиеся, таким обра-
зом, антагонистами с каолинитами. Палыгорскиты и сепиолиты -
продукты синтеза в щелочных условиях (рН>8) в аридных водо-
емах с повышенной соленостью при обогащенности ионом маг-
ния. В слабощелочных и слабоокислительных морских условиях,
созданных при участии бактерий, в иловых растворах из коллои-
дов кремнезема, гидроксидов алюминия и железа, ионов калия
синтезируется глауконит.
92
Большинство глинистых минералов является продуктом назем-
ного химического выветривания минералов магматических и ме-
таморфических горных пород. Метасоматическое преобразование
исходных силикатов протекает под воздействием атмосферных
газов, воды, продуктов жизнедеятельности организмов при низких
температурах в стадию выветривания. В процессе изменения ис-
ходных алюмосиликатов происходят стадийные преобразования
структуры и химического состава в зависимости от изменения
физико-химических условий среды выветривания и седиментации:
сначала образуются одни минералы, затем они преобразуются в
другие и затем в третьи. В процессе превращений имеют место
гидратация, гидролиз, окисление, выщелачивание, вынос и присое-
динение катионов. В результате образуются коры выветривания -
толщи с зональным строением, где каждая зона характеризуется
определенным составом глинистых минералов.
Минеральный состав образующихся при субаэральном вывет-
ривании глинистых минералов зависит от состава исходных пород.
Например, по основным магматическим породам, богатым каль-
цием, железом и магнием, формируются смектиты, палыгорски-
ты, сепиолиты, гидробиотиты и хлориты, а по кислым магмати-
ческим горным породам образуются гидромусковиты, каолиниты
и типовые монтмориллониты (Фролов, 1993; Кузнецов, 2007).
Состав глинистых минералов кор выветривания содержит гене-
тически важную информацию об обстановках их образования и
существенно дополняет данные, полученные другими методами.
Преобразование исходных минералов в большой степени зависит
от климатических условий - температуры и увлажнения, посколь-
ку эти факторы определяют направление и интенсивность процес-
сов химического выветривания. В областях гумидного климата
имеет место так называемый кислый тип выветривания. Обиль-
ная растительность генерирует органическое вещество, в том числе
гумусовые кислоты, которые нейтрализуют образующиеся в ходе
выветривания щелочные катионы Na+ и К? и создают кислую сре-
ду, особенно в верхних горизонтах кор выветривания. Образование
каолинита — результат глубокого выветривания полевошпатовых
пород в условиях гумидного субтропического и тропического
климата. В условиях аридного климата, где растительность скуд-
на и органического вещества недостаточно, чтобы нейтрализовать
93
II
образующиеся щелочи, в результате выветривания алюмосилика-
тов по т. н. щелочному типу образуется монтмориллонит. Гидро-
слюды формируются в разных условиях, их генетическое значение
менее определенное. Можно сказать, что щелочное выветривание
во времени и снизу вверх по разрезу сменяется кислым, а монтмо-
риллонитово-гидрослюдистая зона - каолинитовой. Последователь-
ность встречаемости глинистых минералов в условиях смены теп-
лого влажного климата холодным и сухим такова: каолинит —> смек-
тит —> вермикулит —> хлорит и смешаннослойные образования ->
иллит и слюда (Dixon and Weed, 1989).
В комплексе с другими методами изучения рыхлых отложений
минералы глинистой фракции могут выявить горизонты выветри-
вания по увеличению содержания специфических минералов, ука-
зать на характер протекания почвенных процессов, помочь рекон-
струировать палеоклиматические обстановки осадконакопления.
Например, комплексное изучение серии разрезов мелководно-мор-
ских карбонатных отложений верхнего карбона центра европейс-
кой части России позволило осуществить реконструкцию палео-
ландшафтных условий формирования ископаемых почв, встречен-
ных в данных разрезах (Алексеева и др., 2010). В минералогическом
составе илистой фракции палеопочвы преобладает специфический
магнезиальный силикат палыгорскит, что наряду с присутствием
аутигенного гипса и вторичного кальцита, характером профильно-
го распределения оксидов железа является индикатором процес-
сов выветривания в условиях аридного (семиаридного) климата с
величиной годовых осадков менее 300 мм/год и значением pH в
интервале 6-9.
В подводных условиях также происходит выветривание, назы-
ваемое гальмиролизом, когда морская вода с растворенными в ней
газами (преимущественно СО2), ионами Na+, К+, Са2+ Mg2+ реаги-
рует с донными осадками. Так, в результате субаквального преоб-
разования продуктов подводного вулканизма формируются толщи
монтмориллонитовых глин. Предположительно, красные глубоко-
водные глины абиссальных равнин цеолит-смектитового состава
также являются продуктом изменения подводного пирокластичес-
кого материала (Кузнецов, 2007).
Неглинистые минералы в составе илистой фракции также
несут определенную палеогеографическую информацию: с од-
94
ной стороны, терригенная составляющая (кварц, полевые шпа-
ты, слюды и др.) позволяет сделать выводы об источниках пи-
тания и фациально-генетической обстановке осадконакопления,
с другой стороны, аутигенные неглинистые минералы (карбона-
ты, сульфаты, оксиды и гидроксиды железа и др.) как индика-
торы климата помогают воссоздать ландшафтно-географичес-
кие условия прошлого.
Состояние соединений железа очень важно при изучении па-
леогеографических условий, поскольку климатические факторы
играют определяющую роль в соотношении форм оксидов желе-
за в разновозрастных отложениях Содержание почвенного (био-
генного) магнетита в разновозрастных почвах степной зоны ев-
ропейской части России является своеобразной «магнитной за-
писью» о предшествующих условиях окружающей среды и
позволяет получать количественные характеристики климата (ат-
мосферные осадки) в плейстоцене и голоцене (Alekseeva et al.,
2007). К примеру, на основании изучения магнитных и минерало-
гических параметров для почвенно-лессовых комплексов терри-
тории Терско-Кумской равнины и Азово-Кубанской низменности
количественно реконструирована динамика климатических усло-
вий за последние 700 тыс. лет и получено подтверждение о посте-
пенном похолодании и аридизации климата в течение плейстоцена
(Калинин и др., 2009).
Контрольные вопросы
1. Структура комплексного литологического анализа. Выбор
разреза (естественного обнажения, буровой скважины, шурфа, ка-
навы и т. п.) и его документирование.
2. Основные правила отбора образцов рыхлых отложений для
проведения комплексного литологического анализа.
3. Текстурный анализ - области применения в палеогеографии
и геоморфологии. Основные методические приемы.
4. Основные физико-механические свойства рыхлых отложений.
Область применения в палеогеографии и геоморфологии.
5. Охарактеризуйте факторы, влияющие на гранулометричес-
кий состав рыхлых отложений.
95
6 Основные принципы выделения питающих провинций и опре-
деления направлений сноса рыхлого материала по терригенным
компонентам.
7. Сущность микроморфологического анализа поверхности пес-
чаных зерен и задачи, решаемые с его помощью.
8. Вторичные изменения минералов, их использование для оп-
ределения условий осадконакопления.
9. Особенности изучения минералов глинистой фракции.
10. Гранулометрический состав и минералогические спектры
рыхлых отложений различного генезиса, их сходство и различие.
11. Факторы, влияющие на петрографический состав и морфо-
метрические показатели крупнообломочного материала.
12. Использование результатов комплексного литологического
анализа в целях стратификации и корреляции рыхлых отложеий.
13. Основные проблемы и ограничения частных методик в сис-
теме комплексного литологического анализа.
ЛИТЕРАТУРА
Основная
Алексеева В. А. Перемещение и диагенетическое преобразование кварце-
вых зерен и их палеогеографическая интерпретация // Вестн. Моск, ун-
та. Сер. 5. Геогр. 2003. № 4. С. 40-46.
Ананьева Э. Г Литолого-минералогический анализ при геоморфологичес-
ких и палеогеографических исследованиях. -М.; Смоленск, 1998.140 с.
Борсук О. А. Анализ щебнистых отложений галечников при геоморфологи-
ческих исследованиях (на примере Забайкалья). -М.: Наука, 1973.112 с.
Ботвинкина Л. Н. Слоистость осадочных пород И Труды Геологического
института. Выпуск 59. -Изд-во АН СССР, 1962.542 с.
Методы палеогеографических реконструкций / Под редакцией П А. Кап-
лина, Т. А. Яниной. -М.: Географический факультет МГУ, 2010.430 с.
Шванов В.Н Песчаные породы и методы их изучения. - Л.: Недра, 1969.248 с.
Дополнительная
Алексеева В. А. Микроморфология поверхности кварцевых зерен как инди-
катор условий ледникового осадкообразования (на примере бассейна
р. Протвы) И Литология и полезные ископаемые. 2005. № 5. С. 485-494.
96
Алексеева Т. В., Алексеев А. О., Кабанов П. Б., Золотарева Б. Н., Алексее-
ва В. А., Губин С. В. Палеопочвы карбона Московской синеклизы: гу-
миновые вещества, минералогические и геохимические свойства // Па-
леопочвы и индикаторы континентального выветривания в истории
биосферы / Отв. ред. С. В. Рожнов, В. А. Демкин. Серия «Геобиологи-
ческие процессы в прошлом». - М.: ПИН РАН, 2010. С. 76-94.
Атлас текстур и структур осадочных горных пород. Часть 1. Обломочные
и глинистые породы / Под. ред. А. В. Хабакова. - М.: Государствен-
ное научно-техническое издательство литературы по геологии охране
недр, 1962.578 с.
Бергер М. Г Терригенная минералогия. -М.: Недра, 1986.227 с.
Величко А. А., Тимирева С. Н. Морфоскопия и морфометрия песчаных
кварцевых зерен из лессов и погребенных почв // Пути эволюцион-
ной географии (итоги и перспективы). - М., 2002. С. 170-185.
Гроссгейм В. А., Бескровная О. В., Геращенко И. Л. и др. Методы палео-
географических реконструкций (при поисках залежей нефти и газа). -
Л.: Недра, 1984.271 с.
Кузнецов В. Г. Литология: осадочные горные породы и их изучение. -
М.: Недра, 2007. С. 297-329.
Лидер М. Р Седиментология. Процессы и продукты. Пер. с анг. - М.: Мир,
1986.439 с.
Разумихин Н. В. Палеогеографические и гидрологические основы фор-
мирования аллювиальных россыпей. - Л.: Изд-во Ленинградского ун-
та, 1982. С. 180-218.
Рейнек Г.Э, Сингх И. Б. Обстановки терригенного осадконакопления (с рас-
смотрением кластических осадков). Пер. с англ. -М.: Недра, 1981.439 с.
Рогов В. В. Основы криогенеза (учебно-методическое пособие). - Ново-
сибирск: Академическое изд-во «ГЕО», 2009.203 с.
Романовский С. И. Седиментологические основы литологии. - Л.: Недра,
1977.408 с.
Руководство по изучению новейших отложений / Под. ред. А. П. Капли-
на. - М.: Изд-во Моск, ун-та, 1987.237 с.
Рухин Л. Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах. - Л.: Не-
дра, 1969.704 с.
Симонов Ю Г Объяснительная морфометрия рельефа. -М.: Геос, 1999.
С. 63-71.
Соколова Т. А., Дронова Т Я., Толпешта И. И. Глинистые минералы в по-
чвах. -Тула: Гриф и К, 2005.336 с.
Фролов В. Т Литология. - М.: Изд-во МГУ Т 1. 1992. 336 с.; Т. 2. 1993.
432 с.
97
Alekseeva T, Alekseev A., Maher В.A., Demkin V. Late Holocene climate
reconstructions for the Russian steppe, based on mineralogical and magnetic
properties of buried palaeosols. // Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology. 2007. Vol. 249. P. 103-127.
Goudie A. Geomorphological techniques. - London: George Allen & Unwin
Ltd, 1981.396 р.
Krinsley D. H., Doornkamp J. C. Atlas of quartz sand surface textures. -
Cambridge: Cambridge Univ. Press, 1973.91 p.
Sheldon N. D., Tabor N. J. Quantitative paleoenvironmental and paleoclimatic
reconstruction using paleosols // Earth-Science Reviews. 2009. Vol. 95.
P. 1-52.
Глава 2
ИЗОТОПНО-КИСЛОРОДНЫЙ МЕТОД
Методы геохимии стабильных изотопов широко использу-
ются в геолого-географических науках. Они позволяют
получить данные, которые другими методами установить трудно
или вообще невозможно. Широкое применение эти методы нашли
с начала 50-х годов прошлого века, прежде всего в виде изотопно-
кислородного палеотемпературного метода.
Кислород имеет три стабильных изотопа: 16О (99,750%). ,7О
(0,037%) и 18О (0,204%). Мерой изменения изотопного состава
служит изменение отношения тяжелого изотопа к легкому. Изме-
рение отношения проводится на масс-спектрометрах. Но по ряду
технических причин измерить истинное атомарное соотношение
изотопов R =18О/16О с необходимой точностью на масс-спектро-
метре затруднительно. Поэтому измеряют не истинное отноше-
ние изотопов R в образце, а относительную разницу 8 в отноше-
ниях изотопов R образца и некоего стандарта, измеренного в тех
же условиях на том же приборе. Данную величину можно поме-
рить весьма точно. Выражают относительную разницу в сотых
долях, в процентах, или, если разница мала, в тысячных долях, в
промилле. То есть 8 = ((Ro6p - RCT) I Rc J x 1000 %o или, что тоже,
8 = ^Ro6p/RCT -ijxlOOO. Дельту разных элементов обозначают c
соответствующим знаком химического элемента 818О, 834S, 5D
и т. д. Значения 8D обычно велики, и их выражаются чаще в %,
значения остальных элементов - в %о.
Стандарты приняты единые во всем мире, что дает возмож-
ность сравнивать измерения, проведенные на разных приборах.
Запись 818О = + 0,7%о PDB (PeeDee belemnite) означает, что кис-
лород образца изотопно богаче 18О стандарта PDB на 0,7%о, a 8D =
- 47% SMOW (Standard Mean Ocean Water) означает, что содер-
жание дейтерия в проанализированном образце воды меньше на
47%, чем в водороде стандарта SMOW. Перейти в случае нуж-
ды к выражению результатов в атомарных отношениях R мож-
99
но по вышеприведенным формулам, поскольку атомарное отно-
шение изотопов в стандартах известно. Национальное бюро
стандартов США приготовило много различных стандартов, рас-
пространяемых через Международное агентство по атомной
энергии (МАГАТЭ).
Множественность стандартов диктуется множественностью
минерального состава изучаемых объектов и тем, что чем мень-
ше разница между изотопным составом образца и стандарта, тем
при прочих равных условиях точнее измерение. Обычно изотоп-
ный состав кислорода морской воды измеряется относительно
стандартной средней океанической воды (SMOW), полярных лед-
ников - относительно стандарта легких антарктических осадков
(SLAP - Standard Light Antarctic Precipitation), кислород и угле-
род карбонатов измеряют относительно стандарта PDB - ростра
белемнита Belemnitella americana из верхнемеловой формации Пи-
Ди в С. Каролине, США. Физически этот ростр, служивший стан-
дартом группе Г. Юри при разработке изотопно-кислородного
метода, давно кончился, но Национальное бюро стандартов США
успело приготовить другие стандарты (NBS 19, 20, 22, и др.) и
привязать их к нему. Сейчас по традиции обычно пересчитыва-
ют результаты анализов изотопного состава кислорода и угле-
рода карбонатов, как если бы они измерялись относительно PDB.
Изотопный состав серы измеряют относительно серы троилита
(FeS) железных метеоритов, водорода - относительно водорода
SMOW и т. д.
Изотопно-кислородный палеотемпературный метод возник в Чи-
кагском университете в результате теоретических работ Г. Юри в
1948 г. К1952-1953 гг. он оформился в виде реального, технически
работоспособного метода. С 1955 г он используется и в СССР. В
основе метода лежит зависимость константы равновесия обмен-
ной реакции изотопного состава кислорода карбонатного иона и воды
от температуры.
Связь температуры воды, изотопного состава кислорода выпа-
дающего карбоната кальция и изотопного состава кислорода воды
описывается так называемым уравнением температурной шкалы:
ЛС = 16.9 - 4.2(б,8Окарб - 818Оводы)+ 0,1з(б18Окарб - 818Оводы При
использовании этого уравнения изотопный состав кислорода кар-
100
боната выражается в %о относительно стандарта PDB, а воды -
относительно стандарта SMOW Согласно приведенному уравне-
нию, в холодной воде образуется изотопно более тяжелый карбо-
нат кальция, чем в теплой. Это утяжеление составляет около 0,24%о
на один градус Цельсия от уровня, определяемого изотопным со-
ставом кислорода воды. Современная аппаратура позволяет из-
мерять изотопный состав кислорода карбонатов с точностью до
0,05%о. Так как воды разного происхождения имеют различный
изотопный состав, то имеется весьма чувствительный палео-
термометр, ноль шкалы которого не имеет фиксированного по-
ложения.
Первоначально изотопно-кислородный палеотемпературный ме-
тод стали активно использовать и в США, и в СССР для оценки
палеотемператур океанов юрского и мелового времени. Измере-
ния велись преимущественно по рострам белемнитов, так как их
кальцит имеет очень плотную малопористую структуру, что спо-
собствует сохранности первоначальной величины 518О. Изотопный
состав воды принимался близким к 0%о, поскольку считалось, что
юрские и меловые моря имели малые вариации S18O воды во вре-
мени из-за отсутствия покровных ледников. Изотопно-кислород-
ный метод дал возможность, хотя и с определенной ошибкой, пред-
ставить палеоклиматы мезозоя в количественных категориях, что
было невозможно никаким другими методами до этого.
Почти одновременно, в середине 50-х годов прошлого века,
Ч. Эмилиани применил изотопно-кислородный метод к оценкам па-
леотемператур океанов четвертичного времени. Он анализировал
карбонат раковин планктонных фораминифер из колонок донных
отложений океанов (первоначально Карибского моря). Как показа-
ли планктонные ловы, основная масса планктонных фораминифер
обитает приблизительно в 300 метровой толще водной массы. По-
скольку в данном интервале различные виды активно мигрируют
по глубине, а температура океанских вод быстро падает, он ис-
пользовал только два вида планктонных фораминифер:
Globigerinoides ruber или G. Sacculifer, обитающих в верхних 20 м
водной толщи. В результате Ч. Эмилиани получил обобщенную по
ряду станций изотопную кривую, пикам которой он присвоил номе-
ра, начиная от поверхности дна. Первый пик отвечал голоцену, вто-
рой - максимуму последнего оледенения и т. д. Эти временные ин-
101
тервалы, отвечающие климатическим изменениям, были названы
изотопно-кислородными стадиями. Последующие исследования по-
зволили продлить изотопную кривую вплоть до миоцена. Было по-
казано, что граница палеомагнитныххронов Матуяма/Брюнес про-
ходит в середине 19 стадии, что после 22 изотопно-кислородной
стадии происходит скачкообразное уменьшение амплитуды вариа-
ций значений 518О как планктонных, так и бентосных форамини-
фер, что позволило отнести время начала покровных оледенений к
этому рубежу, и т. д.
При испарении и конденсации влаги происходит сильное фракцио-
нирование изотопов. Изотопно легкие молекулы из-за разницы в дав-
лении насыщенного пара испаряются с определенным преимуще-
ством по сравнению с тяжелыми. Следовательно, изотопный состав
пара легче и по кислороду, и по водороду исходной испаряющейся
воды. Частично выпадающие из испарившейся влаги атмосферные
осадки изотопно тяжелее пара, но легче исходной воды. Поэтому
водяной пар постепенно, по мере сбрасывания части осадков, стано-
вится изотопно все более легким и выпадающие последующие пор-
ции атмосферных осадков также все более изотопно легкими. От-
сюда атмосферные осадки высоких широт изотопно легче низких. В
Гренландии они близки к -35%о, в Антарктиде - к -50...-55%о относи-
тельно SMOW. Уменьшение значений 818О осадков происходит и по
мере продвижения воздушных масс в глубь континента (так называ-
емый континентальный эффект). В связи с этим ледники, особенно
покровные, консервируют огромные массы легких изотопов воды.
Океанские же воды ледникового времени, соответственно, обога-
щаются тяжелыми изотопами. В межледниковье с талыми леднико-
выми водами 16О возвращается в океан.
Образующиеся в ледниковое время океанские карбонаты по
этой причине были также избыточно изотопно-тяжелыми и рас-
считанные по ним значения палеотемператур - фиктивно зани-
женными: пики изотопной кривой отражали совместное влияние
изменения температуры и изотопного состава кислорода воды.
Надо было как-то определить доли вкладов так называемого
«водного фона» и температуры в наблюдаемые вариации 518О
карбонатов. Ч. Эмилиани для разрешения возникшей задачи ис-
пользовал все доступные ему оценки изменения палеотемператур
на суше, окружающей Карибский бассейн: от палинологических
102
данных до материалов изменения в горах снеговой линии. Расче-
ты показали, что доля вклада палеотемпературного сигнала в на-
блюдаемые изменения 518О полученной кривой составляет 2/3.
Стало быть, на изменения «водного фона» приходится у амплиту-
ды изотопного сигнала. Уменьшив на у амплитуду «холодных»
пиков, Ч. Эмилиани получил палеотемпературную кривую, впослед-
ствии названную его именем.
Последующее изучение ледовых кернов бурения покровных лед-
ников, сначала в Гренландии, а затем в Антарктиде, показало, что
амплитуда изменения 5,8О льда в них слишком велика для такой
оценки и доля вклада изменений водного фона должна составлять
как минимум у от наблюдаемого изменения изотопного сигнала.
Иными словами, изотопная кривая не палеотемпературная, а па-
леогляциологическая, отражающая изменения объема льда на пла-
нете, что не менее важно. Но нужна была определенность.
Возникла многолетняя дискуссия, точку в которой к середине
70-х годов поставил фораминиферовый метод определения палео-
температур. Он возник в середине 60-х годов в СССР (М. С. Ба-
раш, 1966; М. Бараш, Т. Громова, 1970) и в начале 70-х годов - в
США (Дж. Имбри, К. Кипп, 1971) Позже было создано еще не-
сколько разновидностей этого метода. Метод основан на алгорит-
ме связи количественного соотношения различных видов планк-
тонных фораминифер в донном осадке океанов от температуры
поверхностной воды. При параллельном использовании обоих ме-
тодов было показано, что доля температурного сигнала составля-
ет величину порядка 5-20% общей величины амплитуды измене-
ния 518О карбонатов планктонных фораминифер. Подтвердил этот
вывод и анализ изменения 818О карбоната бентосных форамини-
фер, амплитуда вариаций которых близка к планктонным, а совре-
менная температура придонных вод порядка +1-+2°С не позволя-
ет допустить изменений данных температур, сопоставимых с по-
верхностными ледникового времени. Так что, большая часть
исследователей стала считать, что изотопная кривая отражает
изменение изотопного состава океанской воды, тем самым отра-
жая изменения объема планетарного льда.
Сейчас изучен изотопный состав кислорода очень большого
количества океанских кернов с различной детальностью. Состав-
лены осредненные кривые для карбонатов бентосных и планктон-
103
°% ‘08I§
ных фораминифер. Создано не-
сколько вариантов обобщенных
изотопно-кислородных кривых
(одна из них, полученная по про-
грамме Specmap, показана на
рис. 2.1), на которых практичес-
ки в каждой изотопной стадии
выделено несколько подстадий.
Варианты отличаются объемом
использованного материала и
математическим аппаратом
обобщения. Не надо путать изо-
топные стадии и подстадии (обо-
значаются буквами: 5а, 5b, 5с, 5d
и т. д.) - категории времени, и
изотопные ярусы и зоны (5.1,5.2,
и т. д.) - соответствующие им
отложения
Кривые протянуты далеко за
границы плейстоцена и на осно-
вании астростратиграфии опре-
делены границы изотопных ста-
дий. Ниже (табл. 2.1) приведен
возраст границ изотопных стадий
в календарных годах для хрона
Брюнес, действующий на сегод-
няшний день (Bassinot at aL,
1994).
Однако не все так гладко, как
изложено. Например, формирова-
ние изотопного состава придон-
ных вод происходит на антаркти-
ческом шельфе, где велико вли-
яние талых изотопно очень
легких вод Антарктического лед-
никового щита. В результате
818О придонных вод Мирового
океана существенно ниже обще-
104
Таблица 2.1
Возраст границ изотопных стадий
Границы стадий 1/2 2/3 3/4 4/5 5/6 6/7 7/8 8/9 9/10 10/11
тыс лет 11 24 57 71 127 186 242 301 334 364
Границы стадий 11/12 12/13 13/14 14/15 15/16 16/17 17/18 18/19 19/20
тыс лет 427 474 528 568 621 659 712 760 787
океанских и близка к -0,5%о. И эта величина является связанной с
поверхностными приантарктическими водами и условиями и, ста-
ло быть, меняется при переходе от оледенения к межледниковью.
Большие претензии есть к фораминиферовому методу определе-
ния палеотемператур и т. д. Так что, вряд ли можно считать про-
блему вполне решенной.
Как бы то ни было, изотопная кривая оказалась очень удобным
стратиграфическим инструментом: вариации изотопов кислорода
отражают синхронные изменения характеристик Мирового океа-
на. Ранее палеогеографы опирались на разработанные континен-
тальные климатостратиграфические схемы с их четкой иерархией
ледниковье — стадиал и межледниковье — межстадиал. Причем,
если потепление достигало современного уровня для данного мес-
та или было больше, то такая климатическая флуктуация относи-
лась к межледниковью, если потепление было более слабым, то
оно относилось к межстадиальному. Поскольку амплитуда колеба-
ний большинства изотопных стадий была близка, их стали отожде-
ствлять с гляциалами и межгляциалами, а понятие ледниковых ста-
дий и межстадиалов отпало. Палеогеографы стали переделывать
существовавшие стратиграфические схемы плейстоцена, пытаясь
сопоставить ранее сложившиеся представления с новыми веяния-
ми. Однако подобную работу не удавалось провести, т. к. количе-
ство изотопных стадий не соответствовало количеству выделен-
ных на континенте оледенений, а амплитуда пиков изотопно-кисло-
105
родной кривой настолько равномерна, что не позволяет идентифи-
цировать тот или иной пик, взятый отдельно. Это требует палео-
магнитного и микропалеонтологического контроля изотопных ис-
следований, иначе легко пропустить отсутствующий пик в резуль-
тате размыва донных отложений.
При корреляции изотопных и континентальных стратиграфичес-
ких схем зачастую получались химеры, когда то одно прежнее оле-
денение сопоставлялось с несколькими изотопными стадиями, то
одну изотопную стадию пытались сопоставить с частью прежнего
оледенения и частью межледниковья и т. д. Ситуация не разреши-
лась до сих пор, несмотря на принимаемые решения комиссиями
различного ранга. Особенно заметны нестыковки для более древ-
них оледенений.
Это главные направления использования изотопно-кисллродно-
го метода как такового. Существует еще много областей его ус-
пешного применения - к пещерным отложениям, к палеогеографии
изолированных водоемов, к ряду гидрологических, гляциологичес-
ких, метеорологических проблем, к решению целого ряда вопро-
сов условий возникновений тех или иных образований океанского
дна (фосфатов, глауконитов, Fe-Mn корок и др.).
Применение изотопно-кислородного метода к покровным лед-
никам. Как уже говорилось, изотопный состав водорода и кислоро-
да атмосферных осадков связан с исходным изотопным составом
водяного пара облака, температурой его конденсации и дальней-
шей судьбой осадка: изменениями его фазового состояния, по-
вторными испарениями влаги в облаке и прочими трудно контро-
лируемыми в реальной обстановке параметрами. При этом изо-
топы кислорода и водорода выпадающих атмосферных осадков
связаны линейно зависимостью, известной как уравнение Крей-
га: 8D = 88,8О + 10%о.
Для установления температурной связи изотопного состава
атмосферных осадков обычно используют приземную средне-
месячную температуру места наблюдения Экспериментально
установлены конкретные уравнения связи изотопного состава
выпадающих атмосферных осадков и приземной температуры
для многих районов мира. Они имеют вид 8,8О = a t°C +b и от-
личаются только коэффициентами. В общем случае уравнение
связи изотопного состава кислорода атмосферных осадков с
106
различными параметрами, согласно Юртсеверу и Гату, имеет
вид:
818О = -16,28 + 0,546Г- 0,0067Р + 0,071,
где Т- среднемесячная температура воздуха, °C; Р - среднеме-
сячное количество осадков в мм; L - широта точки наблюдения,
градусы широты.
В частности, это дает возможность по изотопному составу кер-
на ледниковых щитов оценить изменения общей климатической
обстановки и ориентировочно (поскольку метод актуализма здесь
не может быть применен достаточно корректно) оценить конкрет-
ные температуры в области ледниковых щитов в прошлом. Воз-
раст прослоев льда в керне бурения ледника обычно определяется
по математическим моделям растекания льда и сопоставлению
изотопных кривых ледяных кернов и кернов океанских осадков. При-
меняются изотопные исследования и к “теплым” ледникам, что
значительно труднее из-за их систематического подтаивания и про-
чих неблагоприятных обстоятельств.
Изотопный состав кернов бурения Гренландии и Антарктиды
показан на рис. 2.2. В полярных зонах валдайское (висконсинское)
оледенение имеет не двучленное, как на равнинах, а трехчленное
деление. Кстати, это последнее оледенение, согласно Я-М. К. Пун-
нингу, трехчленно и на Шпицбергене. В. И. Астахов доказывает
трехкратность похолодания в валдае и для побережий Северного
Ледовитого океана.
Несколько слов об отборе материала для изотопных исследо-
ваний. Для анализа обычно достаточно доли или первых милли-
граммов карбоната и первых миллилитров или их доли в случае
анализа воды. Тем не менее необходимо проконсультироваться в
конкретной лаборатории о количестве вещества для анализа пе-
ред тем, как отбирать образцы, поскольку в каждой лаборатории
свои требования. Для анализа океанского карбоната должен пред-
ставляться хорошо осредненный материал, если говорить о фо-
раминиферах. Обычно достаточно 0,5 мг, что составляет около де-
сятка бентосных фораминифер или пару-тройку десятков планк-
тонных. Но, поскольку планктонные фораминиферы наращивают
свои раковины не на одной глубине, необходимо отбирать монови-
довые образцы. Аналогичная ситуация и с бентосными форами-
107
CT. RC П-120(43°ю.ш., 80в.д.)
O-f i T-?-] -i | I j I г~| I-Г"Г т-гт-]-7.1 I I I IГ’ I 1 Т’Т ' Г'г | гтгт-т-)
О 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 120 140 160 180 200 220 240
GO
О
Q
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 120 140 160 180 200 220 240
тыс. лет
Рис. 2.2. Вариации изотопного состава льда кернов Гоенландии и
Антарктиды в сравнении с океанским (Индийский океан). Антаркти-
ческий керн изучен практически весь до основания ледника (4 оледе-
нения), здесь приведена только его часть, отвечающая 260 тыс. лет
ферами. У них сильная зависимость фракционирования изотопов
от метаболических эффектов, разная у разных видов. Ввиду этого
необходимо отбирать моновидовые образцы, чтобы потом привес-
ти полученные результаты к виду, как если бы анализ проводился
по представителям рода Uvigerina, который не обладает такой
особенностью.
Для проб воды необходимо обеспечить строгую герметичность.
Малейшее нарушение герметичности при длительном хранении
приводит частичному испарению воды. В результате происходит
сильное фракционирование оставшейся части воды, значительно
108
большее, чем, если бы это количество испарилось с открытой по-
верхности, причем разное у кислорода и водорода.
Контрольные вопросы
1. В чем суть изотопно-кислородного палеотемпературного
метода?
2. Что лежит в основе изотопного изучения ледников, что дают
полученные изотопные результаты?
3. Каково стратиграфическое значение изотопно-кислородных
данных?
4. В чем сложность палеоклиматической интерпретации изотоп-
но-кислородных данных по океанским карбонатам?
ЛИТЕРАТУРА
Основная
Николаев С. Д. Изотопная палеогеография внутриконтинентальных мо-
рей. -М.: ВНИРО, 1995.127 с.
Николаев С. Д, Блюм Н С., Николаев В. И. Палеогеография океанов и мо-
рей в кайнозое (по изотопным и микропалеонтологическим данным) -
М.: ВИНИТИ АН СССР, Сер. Палеогеография. Т. 6.1989.196 с.
Хёфс Й. Геохимия стабильных изотопов. -М.: Мир, 1983.198 с.
Дополнительная
Васильчук Ю. К., Котляков В. М. Основы изотопной геокриологии и гля-
циологии. - М.: Изд-во Моск, ун-та, 2000.616 с.
Котляков В. М., Гордиенко Ф. Г. Изотопная и химическая гляциология -
Л.: Гидрометеоиздат, 1988.288 с.
Глава 3
ПАЛЕОМАГНИТНЫЙ И МАГНИТНЫЙ МЕТОДЫ
Предыдущее, двадцатое столетие отмечено формированием
новой науки - палеомагнитологии, то есть науки, изучающей древ-
нее магнитное поле Земли (МПЗ). Как и палеонтология или палео-
ботаника, которые для изучения животного и растительного мира
прошлых геологических эпох используют сохранившиеся в земных
породах остатки животных и растений, палеомагнитология также
использует сохранившиеся в породах своеобразные отпечатки
древнего геомагнитного поля. Этими отпечатками являются вели-
чина и направление намагниченности горных пород, сохранившие-
ся со времени их образования и отражающие величину и направле-
ние существовавшего в то время в местах отбора образцов маг-
нитного поля Земли
Дело в том, что горные породы содержат в своем составе фер-
ромагнитные (ферримагнитные) минералы, такие как магнетит,
гематит и другие, способные приобрести, при помещении их в маг-
нитное поле, остаточную намагниченность. Такая намагниченность
называется изотермической остаточной намагниченностью. Од-
нако остаточная намагниченность горных пород определяется в ос-
новном более сложными процессами, приводящими к формирова-
нию более интенсивной и более стабильной к размагничивающим
воздействиям намагниченности, по сравнению с той, которая могла
бы быть получена просто при помещении образца горной породы в
относительно слабое магнитное поле Земли (МПЗ), равное пример-
но 0,5 эрстеда. В соответствии с указанными процессами формиру-
ются различные виды остаточной намагниченности горных пород.
Основным видом остаточной намагниченности наиболее рас-
пространенных в природе осадочных пород является ориентаци-
онное намагничивание. Оно осуществляется за счет ориентации
в МПЗ имеющих магнитный момент частиц седимента при его
осаждении в водной или воздушной среде. При этом ориентацион-
ная намагниченность, 1го, состоит из седиментационной, образую-
щейся при ориентации магнитных частиц, находящихся еще в воде,
и постседиментационной, образующейся уже после достижения
110
частицами дна водоема, в полужидком осадке. Многие исследова-
тели считают постседиментационные процессы определяющими
при формировании ориентационной намагниченности. Главным про-
цессом намагничивания изверженных пород является тпермонамаг-
ничивание - процесс охлаждения породы, в присутствии магнит-
ного поля, от температур, превышающих температуру Кюри* Тс
ферромагнитных минералов, определяющих магнитные свойства
породы. Такой процесс происходит при остывании лавовых пото-
ков, а также контактирующих с нагретыми лавами пород иного
генезиса. Получающаяся при этом термоостаточная намагничен-
ность обычно не только самая большая по величине среди дру-
гих видов намагниченности, но и самая стабильная. Она может
быть эффективно размагничена только при нагревании образца
выше его Т .
с
Еще один важный вид намагничивания, имеющий место в поро-
дах различного генезиса - химическое намагничивание. Оно осу-
ществляется при химических преобразованиях магнитных мине-
ралов, таких как окисление магнетита в гематит или при новообра-
зовании, например, в восстановительных условиях, магнетита, или
его сульфидного аналога, грейгита. Химическая остаточная намаг-
ниченность имеет обычно значительную интенсивность, ее ста-
бильность по отношению к температурному воздействию опреде-
ляется либо устойчивостью самого новообразованного магнитно-
го минерала, либо величиной его Тс. Стабильность химической
намагниченности по отношению к размагничивающему воздействию
переменного магнитного поля примерно такая же, как стабильность
термоостаточной и ориентационной намагниченности.
Другой вид универсального намагничивания - вязкое намагни-
чивание, которое осуществляется при длительном времени воз-
действия магнитного поля на магнитную фракцию пород. Горные
породы, находящиеся в магнитном поле Земли сотни тысяч и сот-
ни миллионов лет, имеют уникальную возможность для вязкого
намагничивания. Вязкое намагничивание пород связано в основ-
*Температура Кюри -температура перехода ферро- или ферримагнетика
в парамагнитное состояние При нагреве до этой температуры у ферро-
магнетика резко падает величина намагниченности Он также теряет спо-
собность приобретать остаточную намагниченность
111
ном с так называемыми магнитовязкими частицами (Большаков,
1996), переходными от стабильных однодоменных к суперпарамаг-
нитным. Вязкая остаточная намагниченность наименее стабиль-
на (среди перечисленных выше видов намагниченностей) к раз-
магничивающему воздействию повышенной температуры и пере-
менного магнитного поля.
Поскольку вязкая намагниченность образуется в основном после
образования породы, она относится к так называемой вторичной
намагниченности, в противовес первичной, формирующейся син-
хронно времени образования изучаемых отложений. Очевидно,
что ориентационная намагниченность является первичной, а тер-
моостаточная и химическая могут быть как первичными, так и
вторичными. Понятно, что только первичная намагниченность мо-
жет быть использована для реконструкции древнего МПЗ, синх-
ронного времени образования породы. Измеряемая же первона-
чально намагниченность, так называемая естественная остаточ-
ная намагниченность, может содержать, помимо первичной,
вторичные намагниченности, наложившиеся на первичную в те-
чение длительного времени существования и преобразования по-
роды. Поэтому для установления факта наличия первичной на-
магниченности и ее выделения существуют специальные мето-
ды (Храмов и др., 1982), включающие чистку температурой и
переменным магнитным полем.
Рис. 3.1. Маркировка образца
для палеомагнитных иссле-
дований. Пояснения в тексте
Для проведения палеомагнит-
ных исследований отбирают ориен-
тированные в пространстве образ-
цы. Они представляют собой куби-
ки с размером ребра обычно 20 мм
(размер определяется держателем
измерительной установки). Верх-
няя грань кубика горизонтальная,
на ней отмечается направление
линии магнитного меридиана со
стрелкой, направленной на север
(рис. 3.1). Боковые грани кубика
расположены вертикально и на зад-
ней относительно стрелки грани ста-
вится галочка, указывающая на-
112
правление «вниз». Если залегание пород не горизонтальное, то на
поверхности напластования отмечают линию падения и линию про-
стирания, записывая отдельно азимут и величину угла падения тол-
щи, из которой берут ориентированные образцы.
Компоненты вектора намагниченности образца измеряются в
системе трех взаимно перпендикулярных осей: оси Z, направлен-
ной вертикально вниз, оси X, направленной на магнитный север и
Y - на восток. Угол между вектором намагниченности и горизон-
тальной плоскостью XY называется наклонением намагниченнос-
ти и обозначается буквой J, а угол между горизонтальной составля-
ющей вектора намагниченности и осью X называется склонением
D. Угол J положителен при направлении вектора намагниченности
в северном полушарии вниз (что соответствует современному на-
правлению МПЗ), а отсчет угла D начинается в сторону оси Y (на
восток). Интерпретация полученных палеомагнитных данных опи-
рается на три основные гипотезы палеомагнетизма (Храмов и др.,
1982):
• горные породы при своём образовании намагничиваются по
направлению геомагнитного поля времени и места их образо-
вания (гипотеза фиксации);
• приобретённая первичная намагниченность сохраняется (хотя
бы частично) в породе в геологическом масштабе времени и
может быть выделена из суммарной многокомпонентной есте-
ственной остаточной намагниченности породы (гипотеза сохра-
нения);
• геомагнитное поле, осреднённое за любые промежутки време-
ни порядка 105 лет (кроме инверсий), является полем диполя,
помещенного в центр Земли и ориентированного по её оси вра-
щения (гипотеза центрального осевого диполя).
Палеомагнитные исследования, так же как и инструменталь-
ные данные, показали, что магнитное поле Земли постоянно меня-
лось во времени как по направлению, так и по величине. Измене-
ния поля по направлению можно грубо разделить на два типа. Пер-
вый - это вековые вариации - квазипериодические циклические
изменения направления геомагнитного поля на величину до 60° с
периодами от нескольких сотен до десятков тысяч лет. Эти сме-
щения происходят вокруг географических полюсов. Усредняя дан-
113
ные о положении магнитного полюса за сотни тысяч лет, можно
избавиться от влияния таких вариаций. При этом среднее положе-
ние магнитного полюса будет совпадать с географическим. Такой
палеомагнитный способ, в соответствии с гипотезой центрального
осевого диполя, используется для восстановления положения гео-
графического полюса относительно различных континентов в да-
лёком геологическом прошлом и, таким образом, для решения раз-
личных задачи палеогеографии, тектоники и других.
Как известно, результаты палеомагнитных исследований древ-
них пород различных континентов явились одним из существенных
подтверждений гипотезы континентального дрейфа. Согласно по-
лученным данным, оказалось, что в прошлом геомагнитный полюс
отклонялся от географического на слишком большие расстояния,
причем траектория движения полюса была различной для разных
континентов (литосферных плит). Эти противоречия разрешились
с позиций концепции тектоники плит, которая предполагает нали-
чие перемещений континентов относительно географических по-
люсов и относительно друг друга в геологическом прошлом. Бо-
лее того, приведенные выше гипотезы палеомагнетизма позволи-
ли реконструировать положение различных континентов в отдельные
геологические эпохи (Храмов и др., 1982).
Второй тип изменения направления магнитного поля - относи-
тельно быстрое, за время от четырех до десяти тысяч лет, изме-
нение его направления на обратное - называется инверсией маг-
нитного поля Земли. В течение фанерозоя, за 540 миллионов лет,
зафиксировано около 640 инверсий, в среднем они случались чаще,
чем 1 раз в миллион лет. Последняя инверсия, переход от эпохи
(хрона) обратной полярности Матуяма к современной эпохе (хро-
ну) прямой полярности Брюнес, произошла около 780 тыс. лет на-
зад А палеомагнитная инверсия, приходящаяся на начало плей-
стоцена - переход от хрона прямой полярности Гаусс к хрону об-
ратной полярности Матуяма - около 2,6 млн. лет назад. Внутри
хрона Матуяма выделяются две менее продолжительные зоны
прямой полярности: субхроны Харамильо и Олдувей (рис. 3.2).
Соответствующие этим хронам и субхронам палеомагнитные ин-
версии широко используются в стратиграфии плейстоцена.
Остановимся кратко на использовании инверсий для хроностра-
тиграфии и связанных с ней проблем корреляции и изучения отло-
114
жений плейстоцена. Определяя по-
ложение инверсий в различных от-
ложениях земного шара, измеряя
их абсолютный возраст и опреде-
ляя стратиграфическое положение
в тех или иных горизонтах, строят
палеомагнитные хронологические
или палеомагнитные хроностратиг-
рафические шкалы. Понятно, что
инверсия МПЗ - явление планетар-
ного масштаба, которое воздей-
ствует на разные сферы Земли од-
новременно. Поэтому отложения, в
которых зафиксирована определен-
ная инверсия, могут рассматри-
ваться как реперные горизонты,
позволяющие проводить корреля-
цию удаленных друг от друга гео-
логических разрезов. Однако, как
показывает практика, палеомаг-
нитная запись инверсии может
быть искажена влиянием вторич-
ных процессов намагничивания.
При этом в отдельных разрезах
осадочных пород (они наиболее
представительны и непрерывны
среди пород разных типов) вторич-
ные процессы могут быть различ-
ными. Значит и записи инверсии
будут отличаться друг от друга.
Одним из таких отличий может
быть временной сдвиг записи ин-
версии, приводящий к удревнению
ее положения в разрезе (Больша-
Рис. 3.2. Палеомагнитная
хронологическая шкала плей-
стоцена (с упрощениями).
Зоны прямой полярности вы-
делены чёрным. Цифрами
даны возрасты границ зон, в
миллионах лет. Пояснения в
тексте
ков, 1996, 2004). Наиболее простое объяснение удревнения поло-
жения инверсии может быть предложено при рассмотрении фор-
мирования ориентационной намагниченности в осадке Магнитные
частицы осадка способны ориентироваться в МПЗ до тех пор, пока
115
осадок содержит достаточное количество жидкости. По мере же
уплотнения осадка степень свободы ориентирования будет, есте-
ственно, уменьшаться; вплоть до того момента, когда магнитные
частицы окажутся зафиксированными в пространстве. Это произой-
дет на некоторой глубине от поверхности осаждающегося матери-
ала. и именно на такую глубину будет удревняться положение в
разрезе палеомагнитной инверсии.
Например, если извержение вулкана, представленное в седи-
ментационной записи прослоем вулканического пепла, совпада-
ет с началом инверсии, то запись начала инверсии будет распо-
ложена ниже этого прослоя, что создаст иллюзию опережения
инверсией вулканического извержения (или даже, как сейчас
модно, приведёт к появлению ложной гипотезы об обусловленнос-
ти вулканических извержений инверсиями МПЗ). Предположим, что
необходимая для фиксации магнитных частиц степень уплотне-
ния достигается на глубине 10 см от поверхности осадка. Тогда
временные различия записи начала инверсии и вулканического
извержения будут тем больше, чем меньше скорость седимен-
тации. Например, при скорости седиментации 1 см/тыс. лет
удревнение будет равно 10 тыс. лет, а при скорости седиментации
10 см/тыс. лет- 1 тысяча лет. Иными словами, чем ниже ско-
рость седиментации, тем больше будет время удревнения па-
леомагнитной записи в осадочных породах в случае действия
рассмотренного механизма удревнения. Вывод подтверждается
имеющимися данными: например, в глубоководной колонке V 28-
238, скорость седиментации в которой была около 1,6 см/тыс. лет,
инверсия Матуяма-Брюнес (М-Б) зафиксирована в 19-й изотоп-
но-кислородной (ИК) стадии, а в колонке V 28-239, со скоростью
седиментации около 0,9 см/тыс. лет эта же инверсия зафикси-
рована в более древней, 20-й ИК стадии.
С положением инверсии М-Б в 19-й ИК стадии глубоководных
осадков связано еще одно, климатостратиграфическое противоре-
чие (Большаков, 1996). Дело в том, что 19-я ИК стадия - «теп-
лая», она соответствует межледниковью, которое в лессово-почвен-
ных разрезах обычно ассоциируется с формированием горизонтов
почв. Однако в разрезах широко известного Лессового плато Ки-
тая эта инверсия проходит в лессах, которые соотносятся с оледе-
нениями. Одно из возможных объяснений - как раз удревнение
116
положения инверсии в разрезах лессовой формации, связанное с
(био)химическими процессами формирования нового магнитного
минерала, маггемита или магнетита, происходящими во время поч-
вообразования. Решение этой комплексной проблемы наук о Зем-
ле требует рассмотрения значительно более широкого круга воп-
росов (Большаков, 2004).
Необходимо отметить ещё один важный аспект палеомагнит-
ного изучения инверсий МПЗ: обнаружение переходной зоны ин-
версии. Изменение направления геомагнитного поля на обратное в
процессе инверсии происходит не мгновенно, а растянуто во вре-
мени, продолжаясь, по разным оценкам, от 4 до 10 тыс. лет. Этот
инверсионный переход характеризуется нестабильностью направ-
ления МПЗ, оно может неоднократно меняться от исходного к про-
тивоположному, пока не придёт к стабильному состоянию. Вот по-
чему, для уверенного обнаружения записи переходной зоны реко-
мендуется «сплошной» отбор палеомагнитных образцов в
предполагаемой зоне инверсии. Если при выполнении данного тре-
бования и достаточно высокой скорости седиментации (более 2-
3 см/тыс. лет), переходная зона не обнаруживается, есть все ос-
нования для заключения о наличии перерыва осадконакопления в
данном месте исследуемого разреза.
Для корреляции разрезов и палеолитических памятников, уста-
новления их хронологии и стратиграфии нередко используются гео-
магнитные экскурсы. Под экскурсом обычно понимают аномаль-
ное изменение направления МПЗ (вплоть до обратного относительно
преобладающего поля рассматриваемой палеомагнитной эпохи),
длительность которого не превышает 10 тыс. лет. Наиболее изу-
ченными являются экскурсы хрона Брюнес. Их количество, по
данным разных авторов, различно. Некоторые из них, например
Блейк (Blake), обнаружены в сопоставимых по возрасту горизон-
тах пород разных регионов земного шара и считаются глобальны-
ми. Предполагается также существование региональных экскур-
сов. Однако постоянно ведутся дискуссии об их количестве и даже
реальности некоторых из них, отмечаются недостатки их простран-
ственной и временной согласованности Следует особо отметить
наличие ложных экскурсов, не связанных с изменениями геомаг-
нитного поля. По данным разных авторов, количество экскурсов
хрона Брюнес изменяется от 6 до 21
117
Анализируя проблему экскурсов в целом, можно выделить сле-
дующие недостатки в изучении экскурсов хрона Брюнес:
• отсутствие характерных особенностей в записи экскурсов, что
необходимо для их идентификации;
• неточности их датирования;
• недостатки статистического обоснования глобальности экскурсов;
• недостатки обоснования геомагнитной природы палеомагнит-
ных аномалий, интерпретируемых как геомагнитные экскурсы.
Отсюда очевидно и разное количество экскурсов и даже разное
их название и положение у различных авторов. Понятно, что при
таком положении дел использование экскурсов для стратиграфи-
ческих корреляций, а тем более для хронологических оценок, не
является надежным. Тем не менее, дальнейшее изучение экскур-
сов в этом направлении, а особенно для получения дополнитель-
ных сведений о режимах МПЗ, является актуальным.
С работами в области палеомагнетизма тесно связаны иссле-
дования в области магнетизма горных пород. Они включают в себя
теоретические и экспериментальные исследования:
• магнитных минералов горных пород;
• формирования и сохранности намагниченности горных пород
при воздействии температуры, времени, химических измене-
ний и других факторов;
• решения обратной задачи - по магнитным характеристикам оп-
ределить формирование магнитного сигнала в породе и, следо-
вательно, условия формирования самой породы
Первые два из вышеозначенных пунктов составляют физичес-
кую основу палеомагнетизма, поскольку направлены на обоснова-
ние двух первых приведенных выше гипотез палеомагнетизма.
Данные темы частично затрагивались нами при рассмотрении про-
цессов формирования намагниченности в горных породах, поэтому
остановимся кратко на последнем пункте.
Исследования, обозначенные последним пунктом, фактически
представляют относительно новое направление в магнетизме гор-
ных пород (МГП) - магнетизм окружающей среды (environmental
magnetism). Предметом изучения этого направления является ис-
следование влияния окружающей среды на магнитные минералы в
процессе их формирования, переноса, отложения и дальнейших изме-
118
нений в атмосфере, литосфере и гидросфере с тем, чтобы в даль-
нейшем по магнитным характеристикам определить условия об-
разования соответствующих отложений Вообще говоря, основа-
нием для использования методов МГП при изучении природной
среды прошлого является то, что магнитные характеристики по-
род (химический состав магнитных минералов, магнитная воспри-
имчивость и т. д.) могут быть различными в зависимости от усло-
вий формирования данной породы Следовательно, если даже в ли-
тологически однородной толще зафиксировано изменение
магнитных свойств, это будет указывать на изменение условий фор-
мирования данной толщи. Однако однозначное определение этих
условий обычно затруднено, поскольку вариации магнитных пара-
метров, как правило, зависят от нескольких факторов. Поэтому обо-
значенное прикладное использование магнитных данных требует
строгого соблюдения методологически обоснованных методичес-
ких рекомендаций (Большаков, 1996, 2010). К сожалению, прихо-
дится констатировать частое игнорирование указанных рекомен-
даций, что не позволяет считать многие заключения, получаемые
магнитными методами, обоснованными. Это касается, в частно-
сти, корреляции данных об изменениях магнитной восприимчивос-
ти (каппаметрии) континентальных разрезов с палеоклиматичес-
кими изотопно-кислородными кривыми глубоководных осадков, ис-
пользования каппаметрии для выделения орбитальных циклов в
седиментационных записях и даже для численной оценки палео-
климатических изменений и др. (Большаков, 2010). Наоборот, при
методологически правильном их использовании, методы МГП мо-
гут быть хорошим подспорьем при изучении природной среды про-
шлого. Являясь дополнением, иногда весьма органичным, тради-
ционных палеогеографических методов, они позволяют более пол-
но характеризовать палеогеографические события прошлого,
приводя к большей обоснованности получаемых заключений и вы-
водов. Подчеркнём, что, несмотря на специфичность получаемых
данных, сделанные на их основе заключения могут иметь и неза-
висимую палеогеографическую значимость. В работах (Больша-
ков, 1996, 2010) приведены примеры использования методов МГП
для корреляции разрезов, различения разновозрастных морен, маг-
нитной гранулометрии, идентификации магнитных минералов, оп-
ределения относительных изменений скоростей седиментации и др.
119
Контрольные вопросы
1. Назовите три основные гипотезы палеомагнетизма.
2. Палеомагнитная хронологическая шкала плейстоцена.
3. Перечислите и охарактеризуйте основные направления ис-
следований в магнетизме горных пород.
ЛИТЕРАТУРА
Основная
Храмов А. Н. и др. Палеомагнитология. - Л.: Недра, 1982.312 с.
Большаков В. А. Использование методов магнетизма горных пород при
изучении новейших отложений. -М.: ГЕОС, 1996.192 с.
Дополнительная
Большаков В. А. Определение климатостратиграфического положения ин-
версии Матуяма-Брюнес в отложениях лессовой формации как комп-
лексная проблема наук о Земле // Физика Земли. 2004. № 12. С. 58-76.
Большаков В. А. Магнитный метод // Методы палеогеографических рекон-
струкций: Методическое пособие / Ред. Каплин П. А., Янина Т А. - М.:
Изд-во Моск, ун-та, 2010. С. 289-308.
Таихе L. Essentials of Paleomagnetism. - University of California Press. 2010.
512 p. Web Edition 1.0 (March 18,2009). http://magician.ucsd.edu/Essentials/
index.html
ЧАСТЬ 2
ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Глава 4
ПАЛЕОФАУНИСТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Фаунистический метод - один из наиболее активно исполь-
зуемых приемов в палеогеографических исследованиях.
Объекты его изучения - раковины моллюсков, микрофауна, кост-
ные остатки млекопитающих и других представителей ископаемой
фауны - являются информативной палеонтологической группой, при-
сутствующей в отложениях почти всех литолого-генетических ти-
пов. Он опирается на сравнительно-географический метод (про-
странственные сопоставления природных условий, определение их
сходства и различия, выявление однотипных связей между компо-
нентами природы) и метод актуализма (установление определен-
ной тенденции развития природных компонентов во времени на ос-
нове сравнения полученных характеристик с современными гео-
графическими аналогами).
Фаунистическим исследованиям для палеогеографических целей
подвергаются местонахождения ископаемых организмов, находящих-
ся в осадочных образованиях, вскрытых естественными обнажени-
ями, расчистками, шурфами или скважинами. Образование каждого
местонахождения начинается с гибели представителей фауны. Скоп-
ления остатков погибших организмов образуют танатоценозы (греч.
Thanatos - смерть). Скопления органических остатков, погребенные
в осадке, образуют тафоценозы (греч. Taphos - могила). Завер-
шающим этапом образования местонахождения является превра-
щение рыхлых осадков в горные породы (литификация), сопровож-
дающееся преобразованием органических остатков в окаменелос-
ти (фоссилизация). Предпосылкой для успешной научной обработки
палеонтологического материала служат качественные полевые
сборы: послойные тщательные сборы фауны из изучаемых мес-
тонахождений, точная их привязка к слоям, изучение простран-
121
ственного изменения состава фауны по отдельным горизонтам и
подробное описание всех особенностей найденных в местонахож-
дении органических остатков - тафономические наблюдения.
Отбор образцов малакофауны и костных остатков млекопитаю-
щих осуществляется из определенного объема породы: отбирает-
ся весь материал независимо от его сохранности, рыхлые отложе-
ния просеиваются через сита диаметром ячеек не больше 1 мм,
при необходимости промываются. В качестве дополнения при не-
обходимости отбираются образцы по всему изучаемому слою осад-
ков. Разрушенный палеонтологический материал склеивается, а
имеющий трещины пропитывается клеем или лаком. Тщательно
задокументированные образцы упаковываются в крепкую тару и
доставляются в камеральные помещения для дальнейшей работы
с ними. Обработанный материал хранится в коллекционных короб-
ках; очень мелкие палеонтологические находки предварительно
закрепляются на стеклянных пластинах, покрытых тонким слоем
воска. Для сбора образцов микрофауны определенный объем осадка
промывается на ситах с ячейкой 63 pm, полученный обогащенный
материал высушивается и просматривается под бинокуляром.
Выбранные микрофоссилии помещаются в специальные камер-
ки, где они изучаются и хранятся.
В зависимости от объектов изучения выделяются разные виды
(анализы) палеофаунистического метода.
4.1. Малакофаунистический анализ
Моллюски (Mollusca) - один из самых богатых видами типов,
представители которого благодаря своей известковой раковине хо-
рошо сохранились в ископаемом состоянии Среди нескольких его
классов важнейшими для палеогеографических реконструкций
плейстоцена являются два: Gastropoda (брюхоногие) и Pelecypoda
или Bivalvia (двустворчатые). Гастроподы - самый многочислен-
ный (до 85 тыс. современных и 15 тыс ископаемых видов) среди
всех моллюсков и единственный класс, имеющий представителей
как в водной среде, так и на суше. Бивалъвии - водные обитатели,
моллюски бентоса, тело которых заключено в раковину, состоя-
щую из двух створок. Насчитывается около 10 тыс. современных
и 20 тыс. ископаемых видов.
122
Малакофауны морские, солоноватоводные, пресноводные и на-
земные в их использовании для палеогеографических реконструк-
ций имеют различия. Определяется это их биологическими осо-
бенностями, различной реакцией на изменения экологической об-
становки и разными темпами эволюционного развития (наиболее
интенсивное видообразование отмечается у солоноватоводных
моллюсков, наименьшее - у морской фауны).
4.1.1. Морские моллюски
Моллюски - преобладающая группа шельфовых макробентос-
ных организмов. Практически все морские моллюски, составляю-
щие плейстоценовые палеосообщества, являются ныне живущими
видами. Их эволюционные изменения выражены слабо, поэтому
основой для палеогеографических реконструкций является смена
во времени и пространстве различных в экологическом отношении
тафоценозов. Особенности расселения морских моллюсков опре-
деляются множеством факторов, основные среди которых геогра-
фическая и вертикальная зональность, состав грунтов, гидродина-
мика вод и скорость осадконакопления. Исходя из этого, по смене
ископаемых комплексов моллюсков можно диагностировать сле-
дующие палеогеографические события:
• потепление или похолодание вод (фиксируется как по измене-
нию соотношения разных биогеографических групп, так и по
появлению показательных видов - наиболее тепловодных либо
холодноводных по сравнению с ныне живущими);
• изменения уровня моря (глубина палеобассейна определяется
по соотношению разных по глубине обитания видов и трофи-
ческих группировок, связанных с грунтами);
• проникновение теплых или холодных течений (определяется по
расселению видов, имеющих планктонную стадию развития
личинки);
• существование проливов или сухопутных порогов (например,
наличие Берингова пролива в плейстоцене устанавливается по
появлению арктических видов в Тихом океане и бореальных -
в Ледовитом).
Конкретный ископаемый комплекс дает достаточно разнообраз-
ные сведения о параметрах палеосреды времени своего обитания.
123
но только сравнение его с предыдущим и последующим позволяет
судить о направлении палеогеографических изменений. Корреля-
ция палеогеографических событий на разных шельфах и побере-
жьях по фауне моллюсков основана, преимущественно, на измене-
ниях биогеографических характеристик комплексов и миграциях
моллюсков
4.1.2. Солоноватоводные моллюски
Солоноватоводная малакофауна населяет водоёмы с понижен-
ной по сравнению с нормальной океанической солёностью (от 3 до
15-8%о): опреснённые моря, участки морей вблизи устьев рек, эс-
туарии, некоторые озёра Она включает как эвригалинных (обита-
ющих в широком диапазоне значений солености воды) представи-
телей морской и пресноводной фаун, так и виды, сформировавшие-
ся в самих солоноватых водоёмах и специфичные для них. Состав
солоноватоводной фауны определяется современной солёностью
водоёма и её колебаниями на протяжении истории его формирова-
ния. Ее характерными чертами, отличающими от нормально мор-
ской фауны, являются обедненность состава и высокая степень
изменчивости входящих в него видов.
К типичной солоноватоводной фауне относятся моллюски плей-
стоцена Понто-Каспийской области. Руководящее значение для
палеогеографических реконструкций имеют моллюски рода Didacna
Eichwald, имеющие высокую скорость эволюционного развития. Так,
выявление особенностей и закономерностей их пространственно-
временного распространения по разрезу каспийского плейстоцена
показало, что дидакны составляют разновозрастные сообщества
разного иерархического ранга: фауны, комплексы, подкомплексы и
ассоциации, выделенные по строго определенным критериям. Для
них определены руководящие (встречающиеся только в этом со-
обществе) виды. А также характерные виды, появляющиеся в бо-
лее ранних и исчезающие в более поздних сообществах, но полу-
чившие наибольшее развитие в регионе именно в этом сообще-
стве. Выделенные фаунистические сообщества разного
таксономического состава и ранга являются основанием для стра-
тификации отложений и палеогеографических реконструкций (Ме-
тоды...., 2010).
124
Основной таксономической единицей* региональных биостра-
тиграфических схем является биостратиграфическая зона -
совокупность отложений, которая охватывает полный стратигра-
фический интервал распространения таксона. Каспийский плей-
стоцен представляет собой биозону Didacna. По временному раз-
витию в ней фаун зона разделяется на шесть подзон, составляю-
щих биостратиграфическое основание для выделения главной
региональной стратиграфической единицы - горизонта. Ему от-
вечают совокупности пород, сформировавшиеся в определенный
этап геологической истории региона, который нашел отражение в
особенностях осадконакопления и в смене фаун, населявших Кас-
пий. По палеогеографическому содержанию горизонты отвечают
трансгрессивным эпохам в истории Каспия: бакинской, урунджик-
ской, раннехазарской, позднехазарской, хвалынской и еще не за-
вершившейся новокаспийской эпохе Более дробная биостратиг-
рафическая единица - интервал-зона - является основой выде-
ления подгоризонтов. В палеогеографическом отношении они
соответствуют крупным трансгрессивным стадиям, отделенным
регрессиями, в составе трансгрессивных эпох, отраженным в
строении осадков и охарактеризованным отличными друг от дру-
га комплексами моллюсков, являющимися составными частями
фаун. Более мелкое стратиграфическое подразделение - слои -
выделены на основе содержащихся в них подкомплексов моллюс-
ков. Они отражают отдельные этапы в развитии трансгрессив-
ных стадий.
На примере Каспия видно, что на основе солоноватоводной
фауны реконструируется существование бассейна подобного типа,
его относительный возраст. Состав фаун и фаунистических комп-
лексов и особенности распространения входящих в них видов по-
зволяют реконструировать палеогидрологические и палеоэколо-
гические условия бассейнов. Присутствие в фаунистическом со-
ставе плейстоценовых бассейнов Понта каспийских моллюсков
свидетельствует о периодическом открытии пролива в области
Манычской депрессии между Каспием и Понтом и сбросом по
нему каспийских вод.
*Таксон от греч. taxis - расположение, порядок и nomos - закон.
125
Внутрибассейновые и межбассейновые корреляции основаны на
однотипности фаунистических группировок со сходными элемен-
тами, присутствии в них руководящих или характерных видов и
последовательности их расположения в разрезе. В случае палеоге-
ографических корреляций с событиями на суше последовательно
рассматриваются сообщества моллюсков морских мелководий -
авандельты - дельты - речной долины. При этом особенное вни-
мание уделяется эвригалинным и эвритермным видам, проникаю-
щим из одной экологической ниши в другую.
4.1.3. Пресноводные моллюски
Пресноводная фауна представлена моллюсками двух классов -
Gastropoda и Bivalvia, обитающими в самых разнообразных водо-
емах: стоячих и проточных, холодноводных и теплых, мелких и глу-
боких. Выделяются лимнофилы, предпочитающие медленно теку-
щие и крупные стоячие водоемы; стагнофилы - «почитатели» пру-
дов, луж и болот. Малакофауна озер прямо связана с их типологией
(эвтрофный, олиготрофный, дистрофный типы). То же отмечается
и для фауны прудов. В лужах обитают моллюски, приспособлен-
ные к их высыханию. Из болот моллюски предпочитают луговые
осоковые, в сфагновых же болотах с кислой средой малакофауна
отсутствует. В быстротекущих водных системах господствуют
реофилы. На распространение малакофауны существенное влия-
ние оказывает также характер грунта, интенсивность освещения,
температура. Из химических факторов наиболее существенны ра-
створенный в воде кислород, углекислота, гуминовые кислоты,
окись кальция и магния. Важную роль в распределении пресновод-
ной малакофауны играет географическое положение. В частности,
отмечается обеднение состава фауны по направлению к высоким
широтам. Так, в группе гастропод количество видов в направлении
от Северного Причерноморья до Кольского полуострова уменьша-
ется в два раза, что объясняется снижением продуктивности кон-
тинентальных водоемов.
Относительная молодость современной пресноводной фауны, а
также отмеченные особенности распространения и обитания, по-
зволяют использовать ее при палеогеографических исследовани-
ях. Реконструируются существование пресноводного бассейна, его
тип (река, озеро, болото и т. д.), границы, восстанавливается па-
126
леогидрологическая обстановка территории, гидрологические и
экологические характеристики бассейнов. Таблицы классификаци-
онных экологических признаков составлены В. Ложеком (Lozek,
1982) и А. Ф. Санько (2007). Если в фауне имеются вымершие виды
и экзоты, это способствует определению относительного возраста
фауны и фауносодержащих отложений.
Так, обилие находок фауны реофильных и стагнофильных мол-
люсков в различных генетических типах и фациях субаквальных
отложений явилось доказательством того, что во время последне-
го межледниковья на территории Русской равнины сложилась ус-
тойчивая речная сеть с множеством озер, расположенных как на
междуречьях, так и в долинах. На протяжении ледникового перио-
да происходило вымирание реликтовых форм и сокращение ареа-
лов теплолюбивых моллюсков. Среди пресноводных моллюсков
плейстоцена юго-востока Европы и Кавказа обнаружена последо-
вательная смена криокомплексов и термокомлексов, обусловлен-
ная климатическими колебаниями (Чепалыга, 1967). Информация
о климатических изменениях может быть получена при изучении
сдвигов ареалов ныне живущих на рассматриваемой территории
видов.
4.1.4. Наземные моллюски
Наземная малакофауна, заселяющая сушу от лесов и лугов до
пустынь и горных вершин, представлена классом Gastropoda. Боль-
шая ее часть относится к подклассу легочных моллюсков
(Pulmonatd), приспособленных к наземному существованию. На-
земные моллюски строго приурочены к определенной среде, и боль-
шинство биотопов имеет характерные сообщества. На этом осно-
вании анализ позволяет диагностировать события: континенталь-
ное развитие территории, существование на ней определенных
биотопов, температурный и влажностный режим, динамику осад-
конакопления, наличие геоморфологических форм и продолжитель-
ность их существования.
Пример палеогеографических реконструкций - выявление на
территории Украины своеобразных комплексов моллюсков для
лёссов (тилигульский, днепровский, бугский) и для погребенных почв
(завадовский, кайдакский, прилукский), позволяющих проследить
эволюцию ландшафтов (Мельничук. 1977), В лёссах преобладают
127
холодолюбивые (криофильные) моллюски, населяющие сейчас тун-
дровую, таежную зоны, высокогорные области или представлен-
ные вымершими видами. В ископаемых почвах встречаются пре-
имущественно теплолюбивые (термофильные) моллюски, обита-
ющие сейчас в лесной, лесостепной и степной зонах Украины или в
более южных регионах.
Моллюски широко используются для выяснения условий оби-
тания древнего человека. Так, изучение моллюсков палеолитичес-
кой стоянки Молодова 1 показало, что в микулинское время здесь
существовал комплекс фауны, близкий к современному, а во вто-
рой половине позднего плейстоцена - виды, свидетельствующие о
достаточно суровом климате.
4.2. Анализ морской микрофауны
Микрофауна морей и океанов дает богатый материал для па-
леогеографических реконструкций. Для этих целей используются
группы микроорганизмов с твердыми скелетными образованиями,
наиболее распространенными из них являются фораминиферы и
остракоды. К их изучению можно применить общие методические
подходы: изучение закономерностей их современного распределе-
ния в прижизненном и тафономическом состояниях и актуалисти-
ческая пролонгация этих закономерностей в прошлое и анализ эко-
стратиграфической упорядоченности слоев, содержащих микроос-
татки.
4.2.1. Фораминиферы
Фораминиферы - простейшие одноклеточные животные раз-
мером от 20-50 до 1000 цш. Бентосные фораминиферы обживают
экологические ниши с очень разнообразными условиями, образуя
около 1000 современных видов. Морфология раковин отражает ус-
ловия их обитания и способа питания (Методы..., 2010). Форами-
ниферы обитают как в открытом океане, так и в окраинных и по-
луизолированных бассейнах, и могут выдерживать колебания со-
лености от 10 до 40%о. Важными абиотическими факторами для
них также являются характер грунта, глубина бассейна, темпе-
ратура вод, количество растворенного кислорода и содержание
органического вещества. Обзор экологии бентосных форамини-
128
фер и общие для Мирового океана закономерности их распределе-
ния даны в работах (Boltovskoy, Wright, 1976; Саидова, 1976). Биоге-
ографическое распространение донных фораминифер закономерно
связано с широтной зональностью. Мелководные фауны формиру-
ются в результате открытия или прекращения связей между бассей-
нами, ингрессиями и другими проявлениями изменения уровня моря.
Установлено, что в масштабе Мирового океана распространение
главных мелководных микрофаунистических провинций контролиру-
ется в основном температурой. Выделены глубинные биотопы: ком-
плексы литорали, шельфа, батиали и абиссали Они отличаются по
таксономическому разнообразию, по количеству раковин, по их фор-
ме, составу и строению, сенсорности организмов к условиям обита-
ния и устойчивостью микрофоссилий к растворению. Имеющиеся к
настоящему времени данные о современном распределении комп-
лексов и отдельных видов обеспечивают надежную палеоэкологи-
ческую информацию, использующуюся для палеогеографических
реконструкций бассейнов, а также придонной морской и океанской
циркуляции, изменения которой прослежены для неоген-четвертич-
ного времени во многих районах Мирового океана.
Планктонные фораминиферы - относительно эвригалинные орга-
низмы, обитающие в поверхностных водах морей и океанов с со-
леностью от 30 до 42%о. Насчитывается около 50 современных
видов, в плейстоцене их было несколько больше. Из абиотических
факторов для них важны температура, соленость и плотность вод,
концентрация биогенных элементов, а также лунные циклы, играю-
щие большую роль в вертикальных миграциях и размножении план-
ктона. Особенно заметная роль принадлежит температуре, так как
большинство видов требует для воспроизведения строго ограни-
ченных температурных диапазонов. Кроме того, температура че-
рез плотность и вязкость воды определяет плавучесть микроорга-
низмов. Установлены общие закономерности распределения план-
ктонных фораминифер в воде и особенности их вертикального,
сезонного и биогеографического распространения
Достоверная реконструкция прижизненных условий обитания
фораминифер возможна только по тафоценозам, не искаженным
седиментационными и постседиментационными процессами. А
знание закономерностей формирования нарушенных погребенных
комплексов микрофауны позволяет решать специальные палеоге-
129
ографические задачи: например, изучать историю фораминиферо-
вого лизоклина и тем самым циркуляцию придонных вод океана;
реконструировать содержание СО2 в океане и атмосфере (Мето-
ды..., 2010).
Наибольшую ценность для палеогеографических построений
анализ планктонных фораминифер приобрел как достаточно на-
дежный палеотемпературный метод. Он основан на двух пред-
посылках. Первая - большинство видов фораминифер адапти-
рованы к узкому диапазону температур. Вторая - планктонные
фораминиферы не претерпели существенных эволюционных из-
менений и смены экологических предпочтений в плейстоцене.
Отсюда предположение, что похожие комплексы фораминифер
соответствуют одним и тем же поверхностным температурам, а
палеотемпературы могут быть определены путем сравнения ис-
копаемых комплексов с современными. Первоначально палеотем-
пературная оценка океанских вод (как и стратиграфия отложе-
ний) проводилась по обилию или отсутствию широко распростра-
ненного тропического вида Globorotalia menardii. М. С. Барашем
(1964) предложен палеотемпературный метод, основанный на изу-
чении количественного распределения раковин видов форамини-
фер в поверхностном (современном) слое донных отложений мо-
рей и океанов в зависимости от температуры верхнего слоя вод.
По нему получены сотни палеотем пературньпх кривых для коло-
нок четвертичных донных отложений и на их основе предложена
высокоразрешаюшая климатостратиграфическая шкала, построе-
ны карты палеоизотерм поверхностной воды Мирового океана для
отдельных временных срезов. Изотопно-кислородные данные по
планктонным фораминиферам используются как дополнение к тем-
пературным реконструкциям. Развиваются методы неорганичес-
кой химии, использующие элементарные отношения Sr/Ca, Mg/Ca,
U/Ca в арагонитовых кораллах или кальцитовых раковинах планк-
тонных или бентосных фораминифер для определения палеотем-
ператур (Методы..., 2010).
4.2.2. Остракоды
Остракоды - специализированные мелкие (0,5-2 мм) ракооб-
разные, мягкое тело которых заключено в двустворчатую рако-
вину. Большинство остракод ведут бентосный образ жизни и
130
обитают на водорослях, камнях, эпибионтных беспозвоночных и
на поверхности грунта Остракоды встречаются в пресных, соло-
новатоводных. морских бассейнах и гиперсоленых водах (Микро-
палеонтология, 1995). Классификация этой группы микрофауны ос-
нована на характеристиках раковины, которые меняются в тече-
ние онтогенеза и различаются у особей разного пола (половой
диморфизм). Между гидродинамическими условиями среды и стро-
ением раковин существует функциональная связь, проявляющаяся
в размерах и прочности скелета. По отношению к солености ост-
ракоды - одна из самых толерантных групп среди всех когда-либо
существовавших гидробионтов, поэтому у нее большие перспекти-
вы для сопоставления палеогеографических событий континент -
шельф - океан.
По палеогеографической интерпретации получаемых данных ос-
тракоды близки к бентосным фораминиферам. На протяжении чет-
вертичного периода остракоды не претерпели существенных из-
менений в эволюционном развитии, однако чередование леднико-
вых и межледниковых, трансгрессивных и регрессивных эпох нашло
отражение в последовательной смене сообществ остракод, в осо-
бенности выраженных в континентальных солоноватоводных во-
доемах типа Каспийского и Черного морей. По ним имеются реги-
ональные реконструкции температуры и солености древних бас-
сейнов, показано влияние климатических изменений на разнообразие
и численность глубоководных остракод.
В последнее время активно разрабатывается метод определе-
ния палеотемператур по соотношению Mg/Ca в раковинах остра-
код, позволивший определить наличие изменений температуры глу-
бинных вод океана (Методы..., 2010). В сочетании с данными об
изотопно-кислородном составе тех же самых раковин это позволя-
ет определить палеоизотопный состав вод океана и вариации соле-
ности.
4.3. Анализ фауны млекопитающих
4.3.1. Крупные млекопитающие
Значение фауны млекопитающих для палеогеографических ис-
следований определяется рядом причин: широким распростране-
нием костных остатков в отложениях; залеганием в различных
131
геолого-геоморфологических условиях; присутствием фаунистичес-
ких остатков в разных природных областях; значительными эво-
люционными изменениями, обусловившими появление и вымира-
ние видов и родов, а в связи с этим формирование разновозраст-
ных фаунистических комплексов. Изменение фауны - результат
неоднократной смены фаунистических комплексов и эволюционно-
го развития практически всех групп млекопитающих. Благодаря
этому многие их представители показательны и типичны для опре-
деленных геологических эпох (слоны, носороги, лошади, бизоны
и др.). По мере увеличения амплитуды климатических и ландшаф-
тных преобразований темпы эволюции плейстоценовой фауны уве-
личивались.
Каждый фаунистический комплекс отражает определенную ста-
дию эволюционного развития. При их выделении обосновывается:
одновременность и совместимость существования входящих в них
животных, самостоятельность комплекса, обитание на значитель-
ной территории, геологический возраст, относительная последова-
тельность во времени фаунистических комплексов, т. е. историчес-
кая связь с предыдущим и последующим. Для многих крупных
регионов фаунистические комплексы различных эпох определены.
Так, для европейской части России в плейстоцене (в эпохе Брю-
нес) выделены комплексы: раннеплейстоценовый тираспольский
(слон Вюста, лошадь Мосбаха, бизон Шетензака и др.), сингильс-
кий (выделение дискуссионно), среднеплейстоценовый хазарский
(хазарская лошадь, длиннорогий бизон, сайга, носорог Мерка, тро-
гонтериевый слон, верблюд Кноблоха) и позднеплейстоценовый
верхнепалеолитический (мамонт, шерстистый носорог, короткоро-
гий бизон, северный олень и др.).
Для стратиграфического расчленения отложений и определения
относительного возраста событий используют: фаунистические
комплексы в целом и их показательные виды; генетические ряды
млекопитающих, выявленные для широко распространенных групп
животных (слонов, носорогов, бизонов, оленей, лошадей); разновре-
менность появления и вымирания животных в различных облас-
тях; время появления холодолюбивых животных. По составу фау-
нистических комплексов реконструируются природные условия их
существования.
132
4.3.2. Мелкие млекопитающие
В последние годы широкое распространение в палеогеографи-
ческих исследованиях получил анализ мелких млекопитающих.
Грызуны, зайцеобразные и насекомоядные являются одними из
наиболее распространенных отрядов млекопитающих севера Ев-
разии. Мелкие млекопитающие населяют все природные зоны от
арктической тундры до пустынь Средней Азии и высокогорных
ландшафтов. Многие из них специализированы к строго опреде-
ленным условиям окружающей среды, являются стенобионтами,
распространенными на ограниченных территориях, в отличие от
мигрирующих на значительные расстояния крупных млекопитаю-
щих. Вследствие этого они могут служить хорошим индикатором
определенных природных условий Многочисленностью мелких
млекопитающих объясняется и достаточная высокая встречае-
мость местонахождений их ископаемых остатков, причем часто
первичных, синхронных времени накопления вмещающих их отло-
жений и достаточно точно характеризующих конкретный времен-
ной интервал.
Обширные сведения о видовом составе, геолого-географичес-
ком положении и возрасте местонахождений мелких млекопитаю-
щих объединены в электронные базы данных. В настоящее время
накоплен материал из более чем 4000 плейстоценовых и голоцено-
вых местонахождений млекопитающих Северной Евразии; постро-
ены серии карт распространения отдельных видов, их экологичес-
ких групп, а также териокомплексов, выявлены особенности видо-
вого состава в разных регионах севера Евразии (Маркова и др.,
2008). Важным моментом является то, что мелкие млекопитаю-
щие эволюционировали в прошлом очень интенсивно, и на протя-
жении последнего миллиона лет в ряде филогенетических линий
насчитывается до семи хорошо выраженных эволюционных ста-
дий, фиксируемых по заметным морфологическим изменениям их
скелета, прежде всего черепа и зубной системы.
Сочетание в местонахождениях определенного возраста видов
мелких млекопитающих разных филогенетических линий, находя-
щихся на определенной стадии развития, позволяет исследовате-
лям установить четкую последовательность ископаемых фаун
мелких млекопитающих. Основные эволюционные этапы развития
133
фаун получили в зарубежной литературе названия биозон, в отече-
ственной литературе более употребительно понятие фаунистичес-
кий комплекс. По мелким млекопитающим установлены дробные
деления фаунистических комплексов (Маркова, 2004). Материалы
по ископаемым мелким млекопитающим являются инструментом
для реконструкций окружающей среды в определенные интервалы
прошлого и одновременно датируют эти интервалы.
Строение конечностей, зубного аппарата позволяют говорить о
значительной специализации животных и приспособленности к конк-
ретному типу питания, передвижения и т. д. Установлено, что в со-
временных зональных сообществах животное население представ-
лено видами, жестко приспособленными к условиям данной зоны.
Подобные адаптации приобретались в течение длительного геоло-
гического времени. Это дает основание использовать данные по ви-
довому составу сообществ ископаемых мелких млекопитающих для
реконструкции условий их обитания в те или иные интервалы плей-
стоцена. Реакции мелких млекопитающих на глобальные климати-
ческие события выражались: в трансформации их ареалов, а также
структуры и географического положения комплексов мелких млеко-
питающих, в вымирании некоторых видов при смене природно-кли-
матической ситуации, в изменении параметров разнообразия фаун
мелких млекопитающих. Так, изменение ареалов практически всех
видов, а также распад целостных ареалов на отдельные ограничен-
ные мелкие ареалы, происходившие в эпохи оледенений, вызывали
полную перестройку всей структуры териокомплексов, характерных
для межледниковых эпох на Русской равнине, и приводили к созда-
нию принципиально новых по видовому составу и географической
приуроченности сообществ млекопитающих, не имеющих аналогов
в настоящее время. Вышесказанное позволяет говорить о высокой
информативности данных по ископаемым мелким млекопитающим
при проведении палеогеографических реконструкций и для опреде-
ления возраста природно-климатических событий плейстоцена.
Контрольные вопросы
1. Назовите основные объекты изучения палеофаунистическо-
го метода
2. На чем основывается возможность использования ископае-
мой фауны для палеогеографических реконструкций?
134
3. Объясните необходимость тафономического анализа место-
нахождений фауны
4. Какие параметры природной среды можно реконструировать
на основе малакофаунистического анализа отложений?
5. На чем основана разница в палеогеографических реконст-
рукциях на основе анализа морских, солоноватоводных, пресновод-
ных и наземных моллюсков?
6. Какой методический подход лежит в основе микрофаунисти-
ческого анализа?
7. На чем основан фораминиферовый палеотемпературный ме-
тод?
8. Какие параметры природной среды реконструируются по фауне
млекопитающих?
9. В чем отличие палеогеографических реконструкций по фауне
крупных и мелких млекопитающих?
ЛИТЕРАТУРА
Основная
Комплексные биостратиграфические исследования / Под. ред. П. А. Кап-
лина. -М.: Изд-во Моск, ун-та, 1987.107 с.
Комплексное изучение моллюсков для целей стратиграфии и палеогеогра-
фии / Под. ред. П. А. Каплина. - М.: Изд-во Моск, ун-та, 1981.180с.
Методы палеогеографических реконструкций / Ред П. А. Каплин, Т. А. Яни-
на. -М.: Географический факультет МГУ, 2010.430 с.
Микропалеонтология. -М.: Изд-во Моск, ун-та, 1995.256 с.
Дополнительная
Бараш М. С. Экология планктонных фораминифер в северной части Ат-
лантического океана и их значение для стратиграфических исследова-
ний И Труды Ин-та океанологии АН СССР. 1964. Т. 65. С. 229 258.
Ложек В Значение моллюсков для изучения континентального голоцена И
Голоцен. -М.: Наука, 1969. С. 58-76.
Маркова А. К., Кольфсхотен Т, Бохнкке Ш., Косинцев А. П., Мол И., Пу-
заченко А. Ю., Симакова А. Н., Смирнов Н. Г, Верпоорте А., Голова-
чев И. Б. Эволюция экосистем Европы при переходе от плейстоцена к
голоцену (24-8 тыс. л. н.). -М.: КМК, 2008.556 с.
135
Мельничук И. В. Некоторые проблемы палеомалакографии (на примере
лессовой формации Украины) // Теоретические и прикладные пробле-
мы палеогеографии. - Киев, 1977. С. 61-69.
Саидова X. М. Бентосные фораминиферы Мирового океана. - М.: Наука
1976.153 с.
Санько А. Ф. Четвертичные пресноводные моллюски Беларуси и смежных
регионов России, Литвы, Польши. - Минск: Ин-т геохимии и геофизи-
ки НАН Беларуси, 2007. 156 с.
Чепалыга А. Л. Антропогеновые пресноводные моллюски юга Русской
равнины и их стратиграфическое значение. - М.: Наука, 1967.222 с.
Глава 5
ПАЛЕОБОТАНИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Палеоботанические исследования относятся к группе пале-
онтологических методов изучения осадочных пород (греч.
ontos - вещество), широко применяемых при геологических и па-
леогеографических работах. Они позволяют восстановить основ-
ные компоненты палеоландшафтов - палеофлору, палеораститель-
ность, палеоклимат, особенности палеопочвы, криогенные состав-
ляющие ландшафтов и др. Эти знания в свою очередь используются
для более щироких палеогеографических реконструкций: изучения
зональной структуры палеоландшафтов; воссоздания палеосреды
морей и палеогидрологических обстановок в шельфовых морях, стра-
тиграфических построений, решения разноплановых палеогеоморфо-
логических проблем, например, восстановления истории развития
речной долины, древней речной сети и др.
В палеогеографии используются косвенные и прямые палеобо-
танические методы. Косвенные методы применяются, как прави-
ло, в качестве дополнительного материала при палеогеографичес-
ких реконструкциях. Представления об истории флоры того или
иного региона можно, например, получить путём анализа реликто-
вой флоры в современном растительном покрове. Важные палео-
географические выводы даёт анализ исследования дизъюнктив-
ных ареалов современной флоры. Наиболее убедительной точкой
зрения на дизъюнкцию ареалов является представление о том, что
все современные разорванные ареалы изначально были сплошны-
ми. Разрывы ареалов возникали в связи с изменением экологичес-
ких условий, оказывающихся неблагоприятными для жизни того
или иного вида или целого рода. Примером служит современный
ареал тсуги - типичного представителя богатых неогеновых хвой-
ных лесов, распространённых на северо-востоке Евразии и на за-
паде Северной Америки в условиях тёплого и влажного климата.
В настоящее время тсуга имеет небольшие ареалы на западном
склоне Кордильер и на острове Хоккайдо, где ещё сохранились ус-
ловия, близкие к плиоценовым.
137
Прямые методы включают в себя изучение различных расти-
тельных остатков - семян, шишек, плодов, стеблей, древесины,
погребённых в осадочных породах; отпечатки растительных ос-
татков, а также анализ микрофоссилий низших и высших растений.
Прямые палеоботанические методы исследования в зависимости
от размера ископаемых растительных остатков делятся на микро-
флористические и макрофлористические
К микрофлористическим методам исследования относятся
спорово-пыльцевой анализ, диатомовый анализ, изучение водных
палиноморф. Они основаны на количественном подсчёте микро-
фоссилий: спор, пыльцевых зёрен, диатомей, цист динофлагеллат,
микроводорослей, которые, как правило, в большом количестве
присутствуют в осадках разного генезиса и возраста. Это позволя-
ет проводить статистическую обработку полученных данных, по-
строение диаграмм, анализ соотношения экологических, географи-
ческих и других групп растений в ископаемых спектрах Следова-
тельно, микрофлористические методы исследования осадочных
пород рассматриваются как наиболее универсальные и первосте-
пенные среди палеоботанических методов. Они эффективно исполь-
зуются для реконструкции палеоландшафтов.
К макрофлористическим методам относятся палеокарполо-
гический анализ, органографический (исследование отпечатков
листьев, семян, плодов), палеоксилологический и дендрохроно-
логический анализы. Макрофлористика позволяет достоверно оп-
ределять качественный состав растительного палеокомплекса,
детализировать эволюцию флоры и климатические изменения от-
дельных этапов развития палеоландшафтов.
5.1. Палеокарпологический анализ
Палеокарпологический анализ (греч: palaios - древний,
carpos - плод, logos - учение, понятие) - один из ведущих мак-
рофлористических методов в палеоботанике, изучающий глав-
ным образом ископаемые плоды, семена и шишки древних рас-
тений. Главное достоинство палеокарпологического метода -
возможность идентификации большинства растительных мак-
рофоссилий до вида. Это позволяет восстанавливать палеофло-
ру. палеорастительность и палеоклимат этапа осадконакопления,
138
подтверждать и детализировать результаты микрофлористичес-
ких исследований.
Данные палеокарпологии очень важны при стратиграфикации
кайнозойских отложений и более древних осадочных пород. В бо-
лотоведении результаты карпологического анализа дают ценную
информацию о структуре и динамике локальных водно-болотных
сообществ высших растений. Перспективно использование карпо-
идов при археологических раскопках для определения специфики
очагов земледелия Они фиксируют локальную обстановку вокруг
стоянок. Наиболее информативными оказываются пробы, собран-
ные в слоях и прослойках, сопряженных с полами жилищ, хозяй-
ственными ямами, очагами, зольниками, углисто-золистыми отло-
жениями и т. п.
Эффективность палеокарпологического метода снижается из-
за приуроченности карпоидов к отложениям, имеющим ограничен-
ное распространение: к угольным слоям, к торфяникам, к археоло-
гическим стоянкам. Находки карпоидов в ископаемом состоянии
зачастую единичны, что не позволяет проводить статистическую
обработку результатов карпологического анализа. По карпологи-
ческим данным не всегда правомерны выводы о зональном харак-
тере растительности, поскольку находки могут отражать сугубо
локальный или экстразональный фитоценоз*.
По данным карпологического анализа проводится палеоэколо-
гический анализ. В зависимости от количественного соотноше-
ния выявленных таксонов определяется доля участия в палеокар-
пологическом комплексе водных, прибрежных и болотных цено-
зов. В зависимости от преобладания того или иного экологического
ряда растений определяется среда обитания реконструированного
растительного сообщества - болото, берег озера и др. Количествен-
ные соотношения видов с разными потребностями в увлажнённос-
ти субстрата отражают стадии развития палеоводоёмов. Измене-
ние соотношения водных, болотных и прибрежных форм в карпо-
логических комплексах снизу вверх по разрезу может указывать
на процессы, происходящие с водоёмом - обмеление, зарастание,
заболачивание, увеличение или уменьшение трофности водоёмов.
*Фитоценоз (от греч. phyton - растение и koinos — пожиратель) - совокуп-
ность растений или естественные сообщества видов.
139
Выводы об изменении условий палеоводоёмов позволяют перехо-
дить к палеоклиматическим реконструкциям.
Методика полевой и камеральной обработки ископаемого ма-
териала на карпологический анализ относительно проста. Прово-
дится флотация почвы с использованием сита с диаметром ячеек
0,25 мм. Рекомендуемый объем пробы (не менее 10 литров грун-
та) рассыпается по трем-четырем тазам, каждый из которых за-
ливается водой для отделения органических остатков от породы;
всплывшая фракция сливается на сито, где после нескольких раз-
мешиваний и сливов остаются легко всплывающие шишки, семе-
на, плоды, хвоя и другие фрагменты растений. Для окончательной
промывки сито вместе с содержимым 2-3 раза аккуратно опуска-
ется в таз с чистой водой. Полученную органическую фракцию с
палеоботаническими макроостатками просушивают на солнце, не
вынимая из сита, затем аккуратно маркируют и упаковывают.
В палеогеографии широко применяются алъгологические ис-
следования разнообразных групп микро- и макроводорослей. Аль-
гофлора - совокупность водорослей, живущих в самых разных
биотопах. Среди них широко распространены преимущественно
пресноводные зелёные и сине-зелёные водоросли; к типично морс-
ким видам относятся золотистые водоросли. Среди альгоценозов
диатомовые водоросли имеют наиболее широкий диапазон эколо-
гических комплексов, поэтому изучение диатомей широко приме-
няется при палеогеографических исследованиях.
5.2. Диатомовый анализ
Диатомовый анализ основан на выяснении таксономической
принадлежности и количественном учете диатомовых водорослей
(греч. Diatomos - разделённый пополам), содержащихся в осадоч-
ных породах. Диатомеи принадлежат к низшим растениям. Это
микроскопические (0,75-1500 pm) кремнистые водоросли, однокле-
точные, живущие одиночно или колониями. Диатомовые водорос-
ли представляют одну из наиболее информативных палеонтологи-
ческих групп и широко используются для решения биостратигра-
фических и палеогеографических проблем. Начиная с середины
XX в., диатомовый анализ занимает одно из ведущих мест среди
микрофлористических методов изучения осадочных пород. В на-
140
стоящее время он успешно развивается в Лаборатории новейших
отложений географического факультета МГУ имени М. В. Ломо-
носова под руководством д. г. н. Е. И. Поляковой (1997,2009,2010).
Предпосылками для широкого использования диатомовых во-
дорослей в палеогеографии служит целый ряд факторов. Диатомеи
обитают повсеместно на Земном шаре, включая Антарктиду, и
имеют широкий диапазон среды обитания. Благодаря крепкому
панцирю, пронизанному кремнезёмом, они хорошо сохраняются при
фоссилизации и становятся частью осадочной породы. Панцирь
диатомовых водорослей в зависимости от их систематического
положения имеет разнообразную форму и структуру, что является
। очным диагностическим признаком видовой принадлежности ди-
атомей. Диатомовые водоросли чрезвычайно разнообразны по ус-
ловиям обитания. Они живут в самых разных водоёмах - от ручь-
ёв и болот до пелагиали и бентали морей и океанов; на водных
растениях (эпифитно) и подводных предметах; в почвах, на скалах,
во мху и даже во льдах. Строгая зависимость видов от экологи-
ческих факторов позволяет реконструировать эколого-фациальные
условия осадконакопления на основе видовых определений диато-
мей. Многочисленные ископаемые диатомеи известны, начиная с
мезозоя; позднекайнозойские диатомеи имеют диагностические
признаки современных диатомовых водорослей. Большое количе-
ство ископаемых диатомей в осадках позволяет проводить стати-
стическую обработку данных диатомового анализа.
Диатомовые водоросли были широко распространены в древ-
них водоёмах, начиная с мезозоя. Однако преобладающее боль-
шинство мезозойских и раннекайнозойских видов диатомей к на-
стоящему времени вымерли и не имеют аналогов в современной
диатомовой флоре. Это существенно осложняет их использование
для палеогеографических реконструкций. При стратиграфическом
расчленении осадочных пород (особенно - докайнозойских) опи-
раются на так называемые датированные уровни индекс-видов,
которые соответствуют интервалу между первым и последним
появлениями того или иного вида.
Значительно эффективнее метод диатомового анализа исполь-
зуется при работе с позднекайнозойскими осадками. Диатомовая
позднекайнозойская флора практически полностью сохранила свой
облик и экологическую принадлежность вплоть до настоящего вре-
141
мени, что позволяет подходить к интерпретации диатомовых та-
фоценозов с актуалистических позиций. Стратиграфические пост-
роения по данным диатомового анализа базируются на исследова-
нии эволюционных изменений в составе диатомовых флор. К на-
стоящему времени накоплен обширный положительный опыт
использования зональной диатомовой стратиграфии для расчлене-
ния морских отложений северной Евразии (Полякова, 1997). Выде-
ленные зональные подразделения являются надежными стратиг-
рафическими реперами в расчленении полигенетических толщ от-
ложений континентальной окраины Евразии и могут служить основой
для дальних стратиграфических корреляций.
Диатомовые водоросли являются одним из основных продуцен-
тов органического вещества в морях и океанах, создавая в некото-
рых районах до 80% и более первичной продукции, поэтому ис-
пользуются количественные оценки распределения диатомей в
толще донных осадков как показатели изменений палеопродукгив-
ности вод. Работы А. П. Жузе, А. П. Лисицына, Е. И. Поляковой и
многих других исследователей показали, что численность диато-
мей в морских и океанических осадках обеспечивает получение
информации о вариациях величин первичной биологической продук-
ции. Эти исследования, как и палеотемпературные, базируются на
экосистемном подходе, то есть детальном изучении количествен-
ного и качественного распределения диатомей в поверхностных
осадках и их корреляции с биологической продуктивностью вод,
гидрологическим и гидрохимическим режимами (Полякова и др.,
2009,2010).
Наиболее распространённым приёмом интерпретации ископае-
мых диатомовых комплексов для палеогеографических реконст-
рукций является системный анализ экологической структуры та-
фоценозов диатомей, позволяющий провести детальное биоклимато-
стратиграфическое рачленение осадков и выделить горизонты,
соответствующие палеоклиматическим осцилляциям. Экосистем-
ные исследования заключаются в выяснении географического рас-
пространения организмов в связи с условиями их существования и
последующем сравнительно-географическом изучении разнообраз-
ных экологических систем.
Экологические особенности диатомовых водорослей. Диа-
томовые водоросли по строению панциря делятся на три класса:
142
первый класс - центрические (округлые, треугольные, многоуголь-
ные); второй класс - пеннатные или перистые (продолговатые,
вытянутые, ланцетные, ромбические и др.); третий класс - пере-
ходные формы. Наиболее многочисленны диатомовые водоросли
первых двух классов.
Каждый вид диатомей характеризуется своими требованиями
к условиям обитания. Одни населяют толщу воды (пелагиаль) и
называются пелагическими или планктонными видами - свободно
плавающими. Они образуют планктон (лат. Plano - блуждающий,
подвижный) - биоценоз толщи воды. Для планктонных диатомей
характерен тонкий лёгкий панцирь, что позволяет им легче удер-
живаться в толще воды. Планктонные виды создают основную
массу диатомей в морях и океанах. В основном они представлены
центрическими видами, в меньшей степени - пеннатными.
Диатомовые водоросли, населяющие дно (бенталь) водоёмов,
а также сваи, лодки и многие другие погруженные в воду предме-
ты, называются бентическими. Они образуют бентос (benthos —
дно, глубина) - биоценоз грунта и обрастаний. Бентические диато-
меи связаны с толщей воды и с подстилающим твёрдым субстра-
том, ведут прикреплённый или малоподвижный образ жизни. Бен-
тические виды господствуют в континентальных водоёмах. Веду-
щее место среди них занимают пеннатные формы диатомей.
И планктонные, и бентические виды диатомовых водорослей в
свою очередь делятся на мелководные прибрежные - неретичес-
кие виды - и на живущие в открытой части акваторий - океани-
ческие виды, что отражается в строении их панцирей. С помощью
системного анализа в ископаемых диатомовых комплексах можно
выделить соотношение групп микрофоссилий бентических, планк-
тонных, неретических, океанических видов диатомей. Это позво-
лит реконструировать распределение глубин осадконакопления в
исследуемом водоёме.
Методическими работами установлена жёсткая зависимость
видов диатомей от целого ряда гидрологических параметров во-
доёмов: физико-химических, температурных, биологических, ледо-
вых, седиментационных, скорости течения воды и др. (Полякова,
2009,2010).
Освещённость (прозрачность) — определяет глубину обита-
ния диатомовых ассоциаций. В Тихом океане, например, современ-
143
ные диатомеи живут до глубины 50 - 60 м, в Балтийском море - до
13 м, а в озере Белом - всего до 1,5 м.
Температура воды играет важную роль в распределении ви-
дов диатомей. Оптимальнаяе температура жизнедеятельности
диатомовых водорослей - от -36° до 50°С. Существуют термо-
фильные, криофильные и умеренные виды (10° -20°С). Распреде-
ление диатомей на земной поверхности подчинено законам геогра-
фической зональности. Однако черты широтного распространения
различных видов диатомей наиболее отчётливо прослеживаются
среди диатомовых ассоциаций морей и океанов Хорошо изучены
морские виды, характерные для арктических, субарктических,
умеренных, субтропических, тропических водоёмов.
Зональные черты диатомовых флор континентальных водоёмов
проявляются менее отчётливо, чем в морях и океанах, так как на
общие фитоклиматические характеристики зональных ландшаф-
тов накладываются ещё и другие особенности среды обитания ди-
атомей: морфология водоёмов, различная влагообеспеченность суб-
страта, разная скорость течения водных масс, различный солевой
режим, зачастую меняющийся во времени, и т. д.. Поэтому для
климатостратиграфических построений, опирающихся на реконст-
рукцию зонального типа растительности и климата, предпочтитель-
нее ископаемые комплексы морских или океанических диатомо-
вых водорослей.
Солёность воды - один из важных факторов, определяющих
видовой состав и количественное соотношение видов диатомовых
водорослей в водоёмах. По химизму среды обитания все диато-
меи делятся на четыре экологические группы:
• полигалобы - диатомеи, способные обитать в воде с солёнос-
тью >40%о;
• эвгалобы - исключительно морские виды, обитающие в морях
и океанах с солёностью 20-35%о;
• мезогалобы - солоноватоводные (1-20%о), населяют внутри-
континентальные водоёмы и опреснённые участки морей;
• олигогалобы (0,4-1%о)- солоноватоводные и пресноводные
(< 0,3%о) обитают в континентальных водоёмах
В пресных стоячих водоёмах состав ассоциаций диатомовых
водорослей также зависит от ряда факторов Основными из них
144
являются PH воды, количество растворённых в воде органичес-
ких веществ и кислорода. Выделяют диатомовую флору олигот-
рофных (trofe - пища; dys - не), эвтрофных и дистрофных озёр.
К олиготрофным озёрам относятся северные или горные во-
доёмы с холодной прозрачной водой, обогащённой кислородом,
бедной солями и органикой. Они слабо населены диатомовыми
водорослями, представленными в основном донными видами.
Эвтрофные озёра, а также низинные болота, питающиеся грун-
товыми водами, характеризуются высокой концентрацией органи-
ческих веществ и, соответственно, обилием диатомовых водорос-
лей, разнообразных по видовому составу и представленных как
планктонными так и бентосными формами.
Дистрофные озёра со слабой минерализацией и верховые бо-
лота, питающиеся атмосферными водами, очень бедны диатомея-
ми исключительно донных форм.
Диатомовая флора рек и стоячих водоёмов характеризуется
большой амплитудой условий обитания и зависит от многих факто-
ров. Видовой состав диатомей в текучих водах связан со скорос-
тью течения воды. В реках с большой скоростью течения абсо-
лютно преобладают бентические формы диатомей, а среди них -
реофилы, способные удерживаться на дне русла с большой ско-
рость потока, и получающие кислород за счёт высокой аэрации
водных масс. Большое количество реафильных видов в диатомо-
вых комплексах характерно для аллювиальных фаций.
Сухопутные почвенные комплексы диатомей - убиквисты
(греч. Ubique - везде, всюду) - дают важную информацию при
изучении погребённых почв.
Слабые стороны диатомового анализа:
• в процессе фоссилизации из состава ископаемых диатомей ис-
чезают виды с тонким, нежным, легко растворимым панцирем.
Часть диатомовых разрушается механически при воздействии
волновых процессов, при перемещении терригенного материа-
ла или при поедании их планктонной и донной фауной;
• на состав и концентрацию ископаемых диатомовых ассоциаций
влияет поступление терригенного материала: чем больше тер-
ригенная составляющая, тем меньше концентрация диатомей
в осадке по сравнению с биоценозом планктона;
145
• на сохранность диатомовых панцирей и их концентрацию нега-
тивно влияет высокое значение pH воды и временной фактор.
В кислых водах умеренных широт и субаркгики создаются бла-
гоприятные условия для фоссилизации кремневых панцирей
диатомей.
Спектр применения диатомового анализа в палеогеографии
очень широк:
• возрастное расчленение и стратиграфические корреляции мор-
ских осадочных пород от мезозоя до голоцена включительно;
• экосистемный анализ диатомовых комплексов позднекайнозой-
ских осадков позволяет с актуалистических позиций использо-
вать диатомовые микрофоссилии для реконструкции палеокли-
матических флюктуаций разного ранга;
• диатомовый анализ незаменим для определения генезиса и даже
фациальной принадлежности осадков.
Следует, однако, иметь ввиду, что определение относительного
возраста осадков по диатомовым ассоциациям менее надёжно по
сравнению, например, со спорово-пыльцевым анализом Диатомо-
вые водоросли эволюционируют значительно медленнее, чем на-
земные растения, слабо реагируют на относительно неглубокие и
кратковременные изменения климата; среда обитания диатомовых
водорослей складывается как из внешних показателей климата,
так и из гидрологических характеристик, меняющихся с глубиной.
Всё это существенно осложняет использование данных диатомо-
вого анализа для определения относительного возраста вмещаю-
щих их осадков.
Отбор образцов для диатомового анализа и их техническая
подготовка к микроскопированию очень близки к обработке проб
на спорово-пыльцевой анализ (см. раздел 5.4.).
5.3. Анализ водных палиноморф
Анализ органических водных палиноморф (ВП) широко применя-
ется при палеогеографических и, в частности, палеоокеанологичес-
ких реконструкциях, являясь одним из направлений в альгологии и
морской микропалеонтологии. Использование ВП как достоверных
индикаторов палеоэкологических условий экосистем северных аква-
торий интенсивно внедряется в практику палеогеографических ис-
146
следований в институте океанологии им. П. П. Ширшова (ИО РАН),
в Арктическом и Антарктическом научно-исследовательском ин-
ституте (ГУ ААНИИ) Санкт-Петербурга, в ГИ РАН, в Лаборато-
рии новейших отложений географического факультета МГУ.
К водным палиноморфам (греч. Palynos - пыль, порошок)
относятся цисты морских видов динофлагеллат и пресноводные
зеленые водоросли. Микрофлористы исследуют морфологическое
строение вегетативных клеток высших растений. Водные палино-
морфы (ВП) широко распространены в осадках арктических мо-
рей. Состав оболочек ВП позволяет им хорошо сохраняться при
фоссилизации; они практически не подвержены растворению в от-
личие от диатомовых водорослей, обладающих кремниевым пан-
цирем или планктонных фораминифер с карбонатной раковиной
(Клювиткина, Новичкова и др., 2009, Полякова, Клювиткина, Но-
вичкова, 2010).
Динофлагеллатпы в морях Арктики, наряду с диатомеями, яв-
ляются основным компонентом фитопланктона. Вегетативные
клетки планктонных динофлагеллат быстро разрушаются и не со-
храняются в осадках. Однако у части динофлагеллат (около 300
видов) в результате репродуктивной стадии жизненного цикла про-
исходит образование так называемых покоящихся цист, которые
обладают стойкой органической оболочкой, называемой диноспо-
рином. Это химически сложный полимерный материал хорошо со-
храняющийся в осадках при фоссилизации. Специфика морфологи-
ческого строения оболочек диноцист разных видов позволяет про-
водить видовую идентификацию ископаемых диноцист.
Зеленые водоросли (Chlorophyceae) составляют пресновод-
ную группу ВП. Они обитают в различных типах континентальных
водоемов и поступают в моря с речным стоком. Их максималь-
ные концентрации отмечаются в районах осаждения взвешенных
речных наносов, в осадках континентального склона и глубоковод-
ных частей океана зеленые водоросли практически отсутствуют.
В основе интерпретации данных анализа ископаемых ВП лежит
исследование экологии современных планктонных микроорганиз-
мов. Установлено, что видовой и количественный состав ассоциа-
ций современных водных палиноморф отражает гидрологические
параметры поверхностных вод (температуру, солёность, ледовые
обстановки), а также объём речного стока в пределах арктическо-
147
го шельфа. Это позволяет использовать ВП для реконструкции
палеоокеанологических, в частности, палеогидрологических обста-
новок в морях Арктики (Клювиткина, Новичкова, Полякова и др.,
2009).
Для палеогеографических реконструкций эффективно использу-
ются два наиболее важных критерия - СД и АН, основанных на
седиментационных и экологических особенностях водных палино-
морф.
СД-критерий - отношение содержания зелёных водорослей в
ассоциации ВП к содержанию морских цист динофлагеллат. Зелё-
ные водоросли поступают на шельф с речными наносами. Поэто-
му их доля в общем составе ассоциаций ВП является индикато-
ром поступления речных вод в арктические моря. СД-критерий
может дать важную информацию об изменениях объёма речного
стока, палеосолености вод, ледового режима и положения зон мар-
гинальных фильтров рек.
АН-критерий - отношение содержания цист автрофных (теп-
ловодных, фотосинтезирующих) видов динофлагеллат к цистам
гетеротрофных (холодноводных) видов, чётко различающихся по
основным типам питания. Исследования современных динофлагел-
лат из донных осадков арктических морей показало выраженную
корреляцию между усилением ледовитости вод Канадского аркти-
ческого бассейна и уменьшением доли автотрофных видов диноф-
лагеллат в ассоциациях планктонных динофлагеллат. С расшире-
нием ледового покрова значение AH-критерия уменьшается, так
как лимитирующим фактором в распределении автотрофных ви-
дов динофлагеллат является проникновение солнечного света
сквозь открытую водную поверхность. Увеличение значений АН-
критерия служит индикатором притока атлантических вод в Арк-
тику.
Уменьшение значений AH-критерия характерно для кутовых
частей мелководных заливов, где в результате интенсивного реч-
ного стока происходит активное перемешивание вод, возрастают
мутность воды и доля диноцист-гетеротрофов. На открытых час-
тях акватории доминируют представители автотрофных видов цист
динофлагеллат - значение AH-критерия увеличивается
Имеющаяся методическая основа используется палеогеогра-
фами при реконструкции летних температур поверхностных вод,
148
солености, продолжительности ледового покрова, интенсивности
речного стока, распределении водных масс поздне- и послеледни-
ковья на шельфе в морях Баренцевом, Белом, Карском, Лаптевых
и др. (Клювиткина, Новичкова, Полякова и др., 2009).
Таксономический состав диноцист позволяет проводить возра-
стное расчленение и дальние межрегиональные стратиграфичес-
кие корреляции рыхлых отложений кайнозоя, а также мезозоя и
палеозоя.
Отбор образцов из донных осадков для анализа водных пали-
номорф производится специальными пробоотборниками (трубка
Неймисто с диаметром 53 мм и др.). Выделение ВП из осадка
осуществляется по методике обработки проб на спорово-пыльце-
вой анализ. Исследования ассоциаций ВП проводятся на световом
микроскопе.
5.4. Спорово-пыльцевой анализ
Спорово-пыльцевой анализ относится к группе микрофлористи-
ческих палеоботанических методов изучения осадочных пород.
Объектом его исследования являются пыльца и споры высших
растений: голосеменные, покрытосеменные растения, мхи, плау-
ны, хвощи и папоротники. С 1944 г. науку о пыльце и спорах стали
называть палинологией (греч. Palino - тонкая мука).
Среди палеоботанических исследований палинология занимает
приоритетное положение. Этому способствуют хорошая сохран-
ность оболочек пыльцы и спор растений и их присутствие во всех
генетических типах отложений от палеозоя до настоящего време-
ни. Обилие пыльцы и спор в осадочных породах обеспечивает ста-
тистическую обработку данных и экосистемный анализ.
Задачей спорово-пыльцевого анализа является восстановление
палеоландшафтов. Полученные сведения используются в дальней-
шем для решения разных вопросов в области палеогеографии и
геоморфологии. История флювиального рельефа, условия возник-
новения ледников, дальние палеогеографические и стратиграфичес-
кие корреляции, возрастное расчленение осадков и климатостра-
тиграфия, вопросы археологии, почвообразования - далеко не пол-
ный круг проблем, решаемых с помощью палинологии
Споры и пыльца, продуцируемые растениями, оседают на грунт
или водную поверхность из воздуха. Одни зёрна пыльцы и спор
149
прорастают, другие фоссилизуются и становятся частью породы.
Их называют микрофоссилиями, или ископаемыми зернами пыль-
цы и спор.
Пыльцевые зерна и споры отличаются морфологическими при-
знаками, строго характерными для определенной систематичес-
кой группы растений. По морфологическим особенностям оболо-
чек пыльцы и спор - размеру, форме, структуре, количеству пор и
т. п. - можно определить таксономическую принадлежность рас-
тения-продуцента.
Совокупность пыльцевых зерен и спор составляет спорово-пыль-
цевой спектр или комплекс. Спектры пыльцы и спор современных
растений называются субфоссильными или рецентными. Совокуп-
ность микрофоссилий называются «ископаемыми» спорово-пыль-
цевыми спектрами.
«Ископаемые» спорово-пыльцевые спектры отражают палео-
растительность и палеофлору этапа формирования исследуемого
горизонта рыхлых отложений Для большинства геологических эпох
характерны специфические особенности палеорастительности и
палеофлоры, связанные с климатическими изменениями. Поэтому
данные спорово-пыльцевого анализа позволяют судить об относи-
тельном возрасте реконструированных фитоценозов и синхронных
им осадков
Палинология делится на две ветви. Та её часть, которая зани-
мается изучением морфологии «живых» зерен пыльцы и спор, при-
надлежащих современным растениям, называется рецентной па-
линологией К этому направлению относится разработка методи-
ческих вопросов палинологии: изучение морфологии пыльцевых
зёрен; разработка принципов интерпретации ископаемых палинос-
пектров из осадков разного генезиса; зональная типизация совре-
менных спектров. Рецентная палинология* широко используется в
криминалистике, в аллергологии, в решении современных экологи-
ческих проблем, в пчеловодстве и т. д.
Палеопалинология изучает ископаемую пыльцу и споры древ-
них растений и необходима для палеогеографических построений:
*Рецентная палинология - палинология, изучающая пыльцу и споры со-
временных растений. Рецентные спорово-пыльцевые спектры - современ-
ные спорово-пыльцевые спектры.
150
реконструкции условий литоморфогенеза (палеорастительность,
палеофлора, палеоклимат), истории становления зональных типов
ландшафтов, для палеогеографических корреляций. В геоморфо-
логии - это возрастное расчленение рыхлых отложений, изучение
истории рельефа, в частности истории формирования речных до-
лин для выявления этапов россыпеобразования; определение эро-
зионного среза; исследование условий и времени возникновения
ледников; дальние стратиграфические и палеогеографические кор-
реляции и др. Палинологическое изучение докайнозойских отложе-
ний позволяет стратифицировать осадочные толщи, проводить па-
леогеографические и стратиграфические корреляции.
Объектом исследования спорово-пыльцевого анализа являются
пыльца и споры высших растений, представляющих собой генератив-
ные клетки. Споры образуются в спорангиях мхов и папоротников, к
которым относятся различные плауны, селагинеллы, хвощи и собствен-
но папоротники. Пыльцевые зерна формируются в пыльниках голосе-
менных (хвойных) и покрытосеменных (цветковых) растений.
Споры и пыльца имеют сложное строение. Клетку покрывает
оболочка, которая называется спородермой и состоит из химичес-
кого вещества, называемого спорополленином. Это уникальный
биополимер, который характеризуется высокой стабильностью и
устойчивостью к анаэробному, биологическому и любому неокис-
ляющему химическому воздействию. В процессе фоссилизации
внутреннее органическое содержимое пыльцы и спор разлагается.
От «живой» пыльцы или споры остается лишь стойкая оболочка -
спородерма, которая и является непосредственным предметом
исследования в палинологии. Характерные особенности морфоло-
гии, структуры и скульптуры спородермы являются важными ди-
агностическими признаками, позволяющими идентифицировать
растение-производитель до вида.
В палинологии существуют две таксономические классифи-
кации микрофоссилий — естественная и искусственная.
Естественная, или генетическая классификация используется при
изучении относительно молодых - кайнозойских осадков. По ней сис-
тематическая принадлежность микрофоссилий к определенному роду
или виду строго доказывается специфическими, наследственно зак-
репленными морфологическими особенностями их спородермы. Ис-
копаемые пыльца и споры имеют современные эталоны среди живу-
151
щих ныне растений. Это возможно благодаря относительной мо-
лодости кайнозойской флоры и произрастанию в настоящее время
большинства видов и родов растений, существовавших на Земле
за последние 67 млн лет. Поэтому при изучении позднекайнозойс-
ких отложений для реконструкции палеорастительности, палеофло-
ры и палеоклимата применяются актуалистический и сравнитель-
но-географический подходы к интерпретации ископаемых споро-
во-пыльцевых спектров.
При палинологическом изучении осадков мезозоя и палеозоя
ископаемые пыльца и споры не могут иметь четкого система-
тического положения, поскольку подавляющее большинство до-
кайнозойских растений вымерли на Земле. Для систематизации
палеозойских и мезозойских микрофоссилий применяется искус-
ственная или морфологическая классификация. По набору опреде-
ленных морфологических признаков выделяются «формальные
роды» или «руководящие формы», не имеющие современного ана-
лога, но характерные для того или иного стратиграфического гори-
зонта. Возможности детальных палеогеографических реконструк-
ций по формальным родам пыльцы и спор значительно меньше.
Преимущества метода заключаются в следующем:
• оболочки пыльцы и спор имеют отличительные морфологичес-
кие признаки, благодаря которым каждое пыльцевое зерно и
спору можно идентифицировать до семейства, рода и даже вида;
• оболочки пыльцы и спор устойчивы к внешним воздействиям и
сохраняют свои морфологические признаки при фоссилизации;
• благодаря переносу пыльцы и спор на большие расстояния вет-
ром, текучими водами, птицами, насекомыми они создают ин-
тегральные и осредненные совокупности микрофоссилий;
• пыльца и споры продуцируются растениями в огромном коли-
честве, что позволяет применять статистический подход к ре-
зультатам спорово-пыльцевого анализа.
Недостатки спорово-пыльцевого анализа.
• оболочки пыльцы лиственницы даурской, тополя, чозении, мож-
жевельника и некоторых других растений разрушаются при
фоссилизации;
• оболочки пыльцы некоторых родов растений (дуб и лютик, бук
и щавелек, можжевельник и кипарис) имеют сходные морфо-
152
логические признаки, зачастую трудно различимые под микро-
скопом. И, другая крайность - одно семейство (например, бо-
бовые) может иметь огромное разнообразие морфологических
типов пыльцы;
• недостаточная разработка диагностических признаков ослож-
няет видовые определения;
• благодаря наличию воздушных мешков, пыльца сосновых может
переноситься ветром до 2000-3000 км от растения-продуцента, что
существенно осложняет интерпретацию ископаемых спектров;
• пыльца сосновых и некоторые виды спор папоротников могут
переноситься на большие расстояния (> 1000 км) и водным
путем по трансконтинентальным рекам, морским течениям;
• в аллювии, ледниковых и склоновых отложениях, в смещённых
корах выветривания часто встречается пыльца, переотложен-
ная из более древних осадков;
• гибридные формы пыльцевых зерен на границах ареалов растений
существенно затрудняют видовые определения и реконструкции.
5.4.1. Факторы, влияющие на формирование
спорово-пыльцевых спектров
На формирование спорово-пыльцевых спектров влияет це-
лый ряд факторов:
• продуцирование пыльцы и спор материнскими растениями;
• перенос пыльцы и спор воздушным путем;
• перенос пыльцы и спор водным путем;
• сохранность пыльцы и спор в фоссильном состоянии;
• переотложение пыльцевых зерен и спор из более древних отло-
жений.
Продуцирование пыльцы и спор материнскими растениями - один
из главных факторов формирования спорово-пыльцевых спектров.
Количество продуцируемой пыльцы у разных растений не одинако-
во. Например, в тычинке Rumex (щавель) содержится около 1 300
пылинок; в тычинке Acer (клен) - всего 1 000 пылинок; в тычинке
Ilex (ясень)- 12 000; в шишке Pinus (сосна) содержится 1 500 000
пылинок; в шишке Picea (ель) - до 600 000 пыльцевых зерен (Пыль-
цевой анализ, 1950). Учитывая большую пыльцевую продуктивность
сосен, реконструировать сосновый лес по ископаемому спорово-
153
пыльцевому спектру можно лишь при абсолютном преобладании
пыльцы сосны (>60-70%) в группе древесно-кустарниковых пород.
Другой пример: если в спорово-пыльцевом спектре доля микро-
фоссилий малопыльценосных пород (клен, дуб, ильм) составляет
хотя бы 2-5%, можно с уверенностью реконструировать смешан-
ный лес с примесью названных широколиственных растений.
Воздушный перенос пыльцы и спор, рассеянных в воздухе пос-
ле их созревания в спорангиях или в соцветиях, существенно влияет
на характер спорово-пыльцевых спектров. Это влияние по-разному
проявляется в различных природных зонах. В тундровой зоне, степи,
пустыни, где ничто не препятствует ветровому потоку, пыльца и спо-
ры переносятся на значительно большие расстояния, чем в лесу.
Например, в лесостепной или степной зонах современные спорово-
пыльцевые спектры содержат очень много пыльцы различных бе-
рез и сосен, растущих значительно севернее - в зоне тайги или сме-
шанных лесов. Известны факты переноса пыльцы дуба, граба, бука,
вяза из зоны смешанно-широколиственных лесов в пустыни Сред-
ней Азии. Прослежена прямая связь между растительностью от-
дельных лесных массивов и составом палиноспектров почвенных
проб, отобранных с подветренной стороны от залесенного участка.
Дальность разноса пыльцы и спор ветром зависит от морфоло-
гии, размеров и удельного веса пыльцевых зерен. Пыльца сосно-
вых имеет крупные размеры (60-100 мк) и снабжена воздушными
мешками, в результате чего она легко переносится ветром на ог-
ромные расстояния. Пыльца лиственницы не имеет воздушных
мешков и не летит дальше первых сотен метров. Тяжёлая пыльца
ели с плотной сетчатой структурой, несмотря на то, что она снаб-
жена мешками, переносится на значительно меньшие расстояния,
чем более лёгкие пыльцевые зерна сосен.
По способности переноситься ветром на разные расстояния
пыльца древесно-кустарниковых пород, по данным многих иссле-
дователей, делится на три группы (табл. 5.1).
Пыльца трав и кустарничков, а также споры выносятся за пре-
делы своего ареала в ничтожных количествах, оседая из воздуха
вблизи материнских растений, так как не поднимаются высоко в
воздух и находятся в приземном слое атмосферы.
Пыльцу трав, кустарничков и споры называют локальными ком-
понентами палиноспектров. Из-за малого рассеивания воздушны-
154
Таблица 5.1
Дальность разноса пыльцы древесных пород воздушным путём
Г руппы Таксоны Дальность разноса, км Вынос за пределы ареала
I Pinus pumila Pinus sibirica Pinus silvestris Abies 1050,1600-1775 до 1600 1700-1775, до 3000 до 1300 в большом количестве
II Picea Betula Alnus Alnaster Salix 300-400, макс. 800 200-300, макс. 800 до 420 до200 до 400, макс. 1000 в небольшом количестве
III Carpinus Tilia Quercus Fagus <12 от 1 до 64 1-5-8 60-70 ничтожный
ми потоками, они в большей степени отражают местные особен-
ности травянисто-кустарничкового яруса.
Перенос пыльцы и спор текучими водами также является
одним из ведущих факторов формирования спорово-пыльцевых
спектров Способность к водной планации пыльцы сосновых (ели,
сосны, кедра) как и в случаях с воздушным переносом, обеспечи-
вается наличием воздушных мешков. Некоторые споры также плы-
вут на значительные расстояния в отличие от неспособности к даль-
нему ветровому переносу. Пыльца пихты и ели переносится водой
до 300-400 км; споры Sphagnum - до 1300 км; папоротников - до
900-1000 км; споры плаунов - до 7000 км.
На очень большие расстояния переносятся пыльца и споры
морскими течениями. Например, у европейских берегов Северно-
го Ледовитого океана обнаружена пыльца пихты из Канады; у по-
бережья Чукотки в морских спорово-пыльцевых спектрах встре-
чается пыльца елей, пихты из смешанных широколиственных ле-
сов российского Приморья.
В замкнутых морях происходит сортировка пыльцы и спор: в
центре акватории преобладает пыльца сосновых, споры папорот-
ников и плаунов, обладающие хорошей водной планацией. Ближе к
155
шельфовой зоне оседают мелкие зёрна спор и пыльцы травянисто-
кустарничковой растительности и лиственных древесных пород.
Сохранность оболочек пыльцы и спор при фоссилизации су-
щественно влияет на состав спорово-пыльцевых спектров. Благода-
ря стойкости спорополленина, оболочки пыльцы и спор значительно
лучше сохраняются при фоссилизации, чем другие представители
биоты. Тем не менее микрофоссилии претерпевают различные хи-
мические, биологические и физические воздействия. Спородермы
зёрен растений в разной степени подвержены разрушительному вли-
янию этих процессов Известно почти полное разрушение при фос-
силизации пыльцы лиственницы даурской, тополя, чозении. Оболоч-
ки микрофоссилий часто изъязвляются, корродируются.
Химическое воздействие - один из главных факторов разру-
шения оболочек микрофоссилий. Наиболее разрушительно оно в
щелочной среде с высокими значениями pH. Микрофоссилии край-
не чувствительны к окислительным процессам. В субаэральных
образованиях, более доступных воздействию кислорода, и в гори-
зонтах рыхлых отложений, испытавших процессы вторичного оже-
лезнения или омарганцевания, практически отсутствуют микрофос-
силии. Максимальная сохранность пыльцы и спор обнаруживается
в кислой среде.
Концентрация пыльцы и спор в осадке зависит от микробиоло-
гической активности среды. Разрушение пыльцы и спор вызыва-
ется преимущественно высшими бактериями и грибами. Одни орга-
низмы разрушают и переваривают содержимое клеток; другие -
повреждают стенки пыльцы и спор, оставляют на поверхности эк-
зины шрамы в виде ямок, розеток и т. д.
При переменном водно-температурном режиме любые микро-
фоссилии, особенно хвойных пород, подвержены разрушению в ре-
зультате набухания, трения, давления.
Переотложение пыльцевых зёрен и спор из более древних
осадков в более молодые в результате эрозионной деятельности
водных потоков, эродирующей деятельности ледников, морских
трансгрессий также играет немаловажную роль при формировании
спорово-пыльцевых спектров В ископаемых спектрах присутству-
ют пыльцевые зерна и споры, синхронные времени формирования
отложений, а также микрофоссилии, принадлежащие более древ-
ним геологическим эпохам.
156
5.4.2. Формирование спорово-пыльцевых спектров
в осадках разного генезиса
Геоморфологические и палеогеографические исследования опи-
раются на данные спорово-пыльцевого анализа рыхлых образова-
ний самого разного генезиса: ископаемых почв, торфяников, лес-
сов, морен и флювиогляциальных отложений, аллювиальных, озер-
ных и морских осадков. В каждом генетическом типе осадков
спорово-пыльцевые спектры формируются под влиянием разных
факторов. Это важно учитывать при интерпретации ископаемых
спектров, поскольку от механизма их формирования зависит сте-
пень адекватности спектров растительному покрову. Одни ископа-
емые палиноспектры являются осредненными, т. е. включают в
себя пыльцу и споры с большой территории, отражая зональный
тип растительности. Другие палиноспектры в большей степени
соответствуют локальному фитоценозу, где происходило их фор-
мирование.
От степени осреднения спектров и их соответствия зональному
типу растительности зависят палеогеографические реконструкции,
в частности - палеоклимат. Для грамотной интерпретации ископа-
емых палиноспектров отложений разного генезиса необходимо
иметь чёткое представление о специфике их формирования на при-
мере субфоссильных палиноспектров.
Спорово-пыльцевые спектры почв формируются под влиянием
следующих трёх факторов.
Состав почвенных спектров тесно связан с локальным фито-
ценозом в месте отбора пробы. Наиболее отчётливо это проявля-
ется в лесных массивах, где на поверхность почвы оседают пыль-
ца и споры местных растений и нет пыльцы, принесенной ветром
из соседних территорий.
Высокую роль играет продуцирующая способность материн-
ских растений. Изучение многими исследователями влияния ме-
стного фитоценоза и продуцирующей способности растений на фор-
мирование почвенных палиноспектров лесной зоны дали следую-
щие результаты (табл. 5.2).
Ветровой перенос пыльцы оказывает большое влияние на
состав почвенных спорово-пыльцевых спектров безлесных терри-
торий. Например, доля пыльцы сосны в палиноспектрах тундровой
зоны может составлять до 10%. В степи далеко за пределами аре-
157
Таблица 5 2
Доля пыльцы древесных пород в почвенных спектрах
и характер древостоя
Древесная порода Процент пыльцы в спектрах Роль древесной породы в древостое
Пихта 2-5 10-30%
Сосна 90 65 сосновый лес 16%
Ель 10 еловые массивы
Береза 45-75 10-36 березовый лес смешанный лес
Дуб 30-35 7-9 густая дубрава разреженный дубняк
Липа 12 дубово-липовый лес
Ильм 1-4 примесь в смешанном лесу
Граб 8 1 примесь в широколиста лесу участие в древостое
Бук 4,5 13%
Лиственница даурская 1-2 лиственничные леса
ала березы доля её пыльцы в почвенных спектрах достигает от
7% до 20% А вот пыльца дуба и липы из-за малой летучести уже
в 1 км от края дубово-липового леса представлена в спектрах еди-
ничными зернами.
Примером прямой зависимости состава почвенных палинос-
пектров от характера местных фитоценозов являются результа-
ты изучения рецентных спектров почвенных проб по поперечному
профилю долины р. Колымы. В палиноспектрах проб с поверхнос-
ти низких террас Колымы, покрытых заболоченными сфагново-ер-
никовыми сообществами, доминируют пыльца березы тощей (Betula
exilis Sukacz) и сфагновые мхи. Пыльца кедрового стланика и оль-
ховника преобладает в спектрах проб, взятых на высоких террасах
и по коренному борту р. Колымы, где лиственничные редколесья
переходят в пояс зарослей кедрового стланика. В спектрах проб,
158
отобранных на гольцовых поверхностях с каменистым субстра-
том резко возрастает процент спор плаунка сибирского и папорот-
ников-щитовников, тяготеющих именно к этим экотопам.
Таким образом, почвенные современные спорово-пыльцевые
спектры отражают в основном фитоценозы, которые существуют
вблизи места отбора почвенной пробы. Тем не менее в каждой
природной зоне почвенные палиноспектры имеют специфические
особенности, позволяющие определить их зональную принадлеж-
ность. Так, в спектрах пустынь резко преобладает пыльца травя-
но-кустарничковых растений (до 90%), среди которой доминируют
пыльцевые зерна полыни, маревых, эфедры. В пробах почв тунд-
ровой зоны преобладает пыльца кустарниковых и карликовых ви-
дов берез, ольховника, верескоцветных; часты находки пыльцы и
спор таких видов, как куропаточья трава, плаунок сибирский, ко-
лючий и др. Важную роль при интерпретации почвенных спорово-
пыльцевых спектров играет палинофлора.
Фактор сохранности оболочек микрофоссилий существенно ска-
зывается на составе почвенных спорово-пыльцевых спектров. Почвен-
ная среда менее благоприятна для сохранности микрофоссилий, по
сравнению с аллювием или озерными отложениями, так как почвы
относятся к субаэральным образованиям, где происходит частое из-
менение термического и водного режимов, активны окислительные
процессы, что пагубно действует на оболочки пыльцы и спор.
Н. С. Болиховской (1995) выявлена хорошая сохранность пыль-
цы и спор в почвах тундрового и таежного ряда. В современных
почвах широколиственных лесов, лесостепей, степей, полупустынь
и пустынь обнаружено большое количество разрушенных пыльце-
вых зерен и спор.
Исследована способность пыльцы и спор мигрировать вверх и
вниз по почвенному профилю. В северных районах с вечной мерз-
лотой отмечается засорение современных почвенных спектров
пыльцой из подстилающих более древних отложений, что связано,
вероятно, с малой мощностью почвенного горизонта и солифлюк-
ционными процессами, способствующими выжиманию грунта.
Механизм формирования спорово-пыльцевых спектров неболь-
ших торфяников и мелких водоемов очень близок к почвенным спек-
трам. На них не влияет фактор переноса пыльцы и спор водным
путем. Эти спорово-пыльцевые спектры, так же как и почвенные, в
159
первую очередь отражают близлежащие ценозы. Если болото, тор-
фяник или небольшое озеро находятся внутри лесного массива, их
спорово-пыльцевые спектры практически полностью отражают ло-
кальную растительность. В открытых местах на поверхность болот,
торфяников и водоемов оседает пыльца и споры растений, принесён-
ные ветром из удалённых территорий. Среди группы локальной пыль-
цы и спор в болотных пробах могут доминировать зерна сфагновых
мхов и растений - гигрофилов. Такие особенности болотных споро-
во-пыльцевых спектров могут быть обусловлены спецификой мак-
рорельефа, гидрогеологией и другими причинами, никак не связан-
ными с зональным характером растительного покрова.
Сохранность оболочек пыльцы и спор в спектрах болотных
отложений существенно отличается от почвенных. В заболочен-
ных водоемах окислительные процессы уступают место закисным
реакциям. Значительно слабее колебания температуры и, тем бо-
лее, влажности. Означенные факторы создают хорошие условия
для фоссилизации пыльцы и спор в большом количестве и ненару-
шенном состоянии. Торфяники всегда изобилуют микрофоссилия-
ми и являются благодатным материалом для спорово-пыльцевого
анализа, в отличие от почвенных, часто «пустых» проб.
Степень локальности спорово-пыльцевых спектров зависит от
величины водоёма или торфяника: чем больше площадь, тем бо-
лее осреднен состав пыльцы и спор, так как возрастает разнообра-
зие близлежащих растительных сообществ и увеличивается воз-
можность ветрового «перемешивания» пыльцы и спор.
Спектры торфяников, в отличие от почв и аллювия, отражают
непрерывную сукцессионную смену палеорастительности, что по-
вышает их значимость для палеогеографических реконструкций.
Спорово-пыльцевые спектры аллювиальных отложений форми-
руются под влиянием комплекса важных факторов. Воздушный
перенос пыльцы и спор и водная транспортировка зерен игра-
ют определяющую роль в осреднении аллювиальных спорово-пыль-
цевых спектров, поскольку привнос пыльцы и спор осуществляет-
ся со всего водосборного бассейна. Образуется интегральный «сме-
шанный» спектр, отражающий зональный характер растительного
покрова. При этом немаловажное значение имеют размер и поря-
док водотока. Аллювиальные спектры небольших водотоков ме-
нее осреднены и отражают преимущественно состав растительно-
160
сти речного бассейна. Спектры крупных водных артерий отлича-
ются большей устойчивостью и интегральностью, чем спектры
малых водотоков, и отражают зональный тип растительности. Наи-
более постоянны, а следовательно, хорошо осреднены спектры
гонкозернистых осадков.
Спорово-пыльцевой анализ поверхностных проб из аллювия рек Оби,
Енисея, Амура, Колымы, пересекающих несколько ландшафтных зон,
показал, что аллювиальные спектры постоянны на протяжении всей
природной зоны или подзоны, которая пересекается рекой.
Доказательством адекватного отражения зональной раститель-
ности в составе аллювиальных спорово-пыльцевых спектров явля-
ется сравнительный анализ более 600 рецентных спектров совре-
менного аллювия в разных ландшафтных обстановках по субме-
ридиану Дальнего Востока и Восточной Сибири (Воскресенский,
Гричук, Каревская и др., 1973). Во всех проанализированных спек-
трах зональной характеристике ландшафтов соответствует общий
состав и соотношение пыльцы и спор доминантов растительного
покрова, а также палинофлора. Так, в спектрах аллювия бассейнов
рек Колымы и Олы, расположенных в пределах зоны северного
лиственничного редколесья с широким поясом зарослей кедрового
стланика и ольховника, с ерниками и гольцами, доминирует пыльца
кедрового стланика, ольховника, кустарниковых берез, верескоц-
ветных, споры сфагновых мхов.
Субфоссильные спектры* аллювиальных отложений предгорий
Малого Хингана относятся к южно-таежной подзоне хвойных и
смешанных лесов с участием широколиственных пород. Они ха-
рактеризуются высоким процентом пыльцы кедра корейского,
южных видов берез, ольх и постоянным присутствием (до 3-5%)
пыльцы широколиственных таксонов.
Проблеме формировании аллювиальных спектров в горных рай-
онах с хорошо выраженной высотной поясностью посвящены ме-
тодические работы на Кавказе, Тянь-Шане, в горах Восточной
Сибири и Дальнего Востока. Был выполнен сравнительный анализ
аллювиальных и почвенных спорово-пыльцевых спектров, отбирав-
шихся параллельно в каждой точке наблюдения.
* Субфоссильные спорово-пыльцевые спектры - спектры пыльцевых зе-
рен и спор, находящихся в начальной стадии фоссилизации
161
Оказалось, что воздушная и водная транспортировка пыльцы и
спор обеспечивает в аллювиальных спектрах горных стран два
существенных отличия от почвенных палиноспектров:
• аллювиальные спектры характеризуются большей устойчиво-
стью количественных характеристик доминантов растительного
покрова по сравнению с почвенными;
• водная и воздушная транспортировка пыльцы определяет зна-
чительно большее разнообразие таксонов в спектрах аллювия
по сравнению с отобранными рядом почвенными пробами.
Сохранность пыльцы и спор в аллювиальных отложениях луч-
ше, чем в субаэральных почвенных образованиях. Однако фоссиль-
ные зерна пыльцы и спор разрушаются в тех горизонтах аллювия,
где происходит активный диагенез. Наложенные окислительные
процессы часто полностью уничтожают микрофоссилии. Поэтому
горизонты рыхлых отложений со следами ожелезнения или омар-
ганцевания зачастую оказываются «пустыми» или с очень малой
концентрацией пыльцы и спор. Плохо сохраняются микрофоссилии
в аллювии с повышенным значением pH, так как щелочная среда
отрицательно влияет на их оболочку. Для грубообломочного аллю-
вия характерно также физическое разрушение пыльцевых зерен и
спор - в спектрах часто встречаются разорванные оболочки мик-
рофоссилий.
Особенностью аллювиальных палиноспектров является частое
присутствие в их составе спорово-пыльцевых зёрен, переотложен-
ных из более древних отложений в результате эрозионной деятель-
ности водотоков. Оболочки микрофоссилий, переотложенных из пли-
оценовых и более древних отложений, как правило, имеют «минера-
лизованный» облик: они уплощены, смяты, истерты. На
переотложение пыльцы и спор указывает также экологическая не-
совместимость растений, пыльца которых присутствует в спектрах.
Данных о составе субфоссильных спектров склоновых отложе-
ний и степени их адекватности растительному покрову очень мало.
Механизм образования склонового чехла предполагает смещение
рыхлого материала по склону: происходит дополнительное (к опи-
санным выше факторам) перемешивание микрофоссилий склоно-
выми процессами В отличие от почвенных, склоновые спорово-
пыльцевые спектры не адекватны даже локальным растительным
162
сообществам, т. к. имеют смешанный? характер вследствие пере-
мещения грунта.
Спорово-пыльцевые спектры озерщых отложений представля-
ют большой интерес для палеогеографов. Непрерывность озерно-
го осадконакопления повышает ценность озёрных палиноспектров,
отражающих непрерывную сукцессионною смену палинозон или фаз
растительности.
Спорово-пыльцевые спектры осадков крупных озер, в которые
впадают водотоки, отличаются хорошей осредненностью и интег-
ральностью. В них воздушным и воднмм путем привносятся пыль-
ца и споры с обширной территории. Эти спектры очень устойчивы
и отражают зональный характер расти тельного покрова.
Озерный литогенез способствует фоссилизации пыльцы и спор.
Современные озерные спектры отличаются большой концентра-
цией микрофоссилий и ненарушенностью их оболочек.
Следует иметь в виду, что палиноспектры береговой зоны ак-
ватории несут на себе черты локальных прибрежных фитоценозов.
Помимо того, на их состав существенно влияют пыльца и споры,
принесённые речными артериями, а т&кже микрофоссилии, пере-
отложенные склоновыми процессами из отложений, слагающих
озёрные террасы и другие формы рельефа.
Спорово-пыльцевые спектры моренных и флювиогляциальных
отложений равнинного ледникового покрова практически не содер-
жат пыльцу и споры растений, синхронно произрастающих на тер-
риториях, свободных ото льда. Это объясняется антициклональ-
ным режимом циркуляции атмосферы над поверхностью ледника
и господством стоковых ветров. В то >ке время в моренные и вод-
но-ледниковые осадки попадает большое количество переотложен-
ных микрофоссилий из древних отложений, которые подвергались
ледниковой экзарации по пути движения тела ледника.
Спорово-пыльцевые спектры рыхлых отложений ледников горно-
го типа содержат обычно значительное количество пыльцы и спор.
Исследования спорово-пыльцевых спектров морен с поверхности
глетчерного льда на ледниках Кавказа, Тянь-Шаня, Алтая, Памира,
Сунтар-Хаяты показали, что фактор ветрового заноса пыльцы и спор
на поверхность ледников из более низших высотных поясов играет
главную роль в формировании ледниковых спектров и определяет
высокую степень их адекватности растительному покрову региона.
163
Локальную часть «пыльцевого дождя» в горно-ледниковых спект-
рах составляют споры и пыльца травянисто-кустарничковых расте-
ний, обитающих непосредственно у края ледника.
В условиях долинного и карово-долинного оледенения возмож-
ность переотложения значительного количества пыльцы и спор из
древних осадков очень мала, так как экзарации подвергаются пре-
имущественно скальные породы, не содержащие микрофоссилий,
и маломощный аллювий в верховьях древних речных долин.
Таким образом, в палиноспектрах отложений ледников горного
типа отражаются черты зональной растительности, а также спе-
цифика травянистых фитоценозов вблизи ледников.
Спорово-пыльцевые спектры осадков морского генезиса. Изу-
чением пыльцы и спор в морских осадках занимается специальное
направление - маринопалинология*. Формирование морских па-
линоспектров происходит под влиянием значительно большего ко-
личества спектрообразующих факторов по сравнению со спектра-
ми континентальных образований: продуцирование пыльцы и спор
растениями, перенос пыльцы и спор воздушным путем, сохранность
оболочек пыльцы и спор, привнос пыльцы и спор реками, способ-
ность пыльцы и спор к водной планации, перенос пыльцы и спор
морскими течениями; литологические особенности осадков, рель-
еф дна, глубина бассейна, направление атмосферной циркуляции;
зоопланктон, переотложенные пыльца и споры.
Распределение пыльцы и спор наземных растений в осадках
морей и океанов различно. В осадках внутренних морей пыльца и
споры присутствуют повсеместно. В открытых акваториях пыль-
ца и споры концентрируются в сравнительно узкой полосе - 500-
1000 км, в открытый океан пыльцевые зёрна и споры в значимых
количествах не выносятся.
Важную роль при формировании морских спектров играют
морские течения, которые разносят пыльцу на огромные расстоя-
ния. Например, в Тихом океане, из южных экваториальных широт
пыльца проникает далеко на север - в Субарктику. Оседание пыль-
цы и спор в осадок или переотложение микрофоссилий напрямую
связаны со скоростью и направлением морских течений, с рельефом
* Маринопалинология - раздел палинологии. Изучает пыльцу и споры из
осадков морского генезиса.
164
дна, глубиной бассейна. По данным Т. А. Абрамовой в донных про-
бах, взятых с Дагестанского шельфа, отмечается примесь пыльцы
бореальных элементов, как бы маркирующая направление Северо-
Каспийского течения, которое транспортирует пыльцу из аван-дель-
ты Волги вдоль западного берега Каспийского моря.
Гранулометрический и петрографический состав осадков, а сле-
довательно, рельеф дна и глубина бассейна влияют на концентра-
цию микрофоссилий в породе. Больше всего пыльцы обнаруживает-
ся в глинистых илах терригенного происхождения с низким содержа-
нием аморфного кремнезема и карбонатов. В прибрежной полосе и
на подводных возвышенностях, как правило, накапливается более
грубый материал, с меньшей концентрацией зерен пыльцы и спор.
Донные спорово-пыльцевые спектры, отобранные в середине
акватории, по наблюдениям Е. В. Кореневой (Маринопалинологи-
ческие исследования, 1974), принципиально отличаются от спект-
ров отложений прибрежно-морской зоны. Первые характеризуют-
ся большим постоянством — хорошо осреднены за счёт широкого
площадного разноса пыльцы. В них значительно выше процент
пыльцы сосны, спор папоротников и плаунов, обладающих хорошей
планацией на водной поверхности. Участие в спектрах пыльцы трав
и кустарничков с удалением от берега резко уменьшается.
В прибрежной зоне отмечается большая пестрота спорово-пыль-
цевых спектров На них влияет местный характер растительности,
приливно-отливные течения, речной привнос пыльцы. В отложени-
ях шельфа в створе впадения крупных рек, пересекающих разные
ландшафтные зоны, обнаруживается пыльца растений, не свой-
ственных растительности прилегающих побережий. Например, в
осадках Средиземного моря в створе с дельтой Нила встречается
пыльца вечнозеленых древесных таксонов, принесенная из зоны
субэкваториальных лесов.
В отложениях пляжа на Охотском побережье преобладают мел-
кие зерна пыльцы и спор (7—15—20 мк). Происходит своеобразная
сепарация зерен с различной степенью плавучести: крупные зерна
уплывают к центру акватории, мелкие - остаются у берега. Кро-
ме того, крупная пыльца подвергается механическому разруше-
нию в результате трения мелких литочастиц в пляжевой зоне. Мел-
кие зёрна, соразмерные с глинистой фракцией, легче захоранива-
ются ненарушенными.
165
Сравнение прибрежно-морских и аллювиальных (дельтовых)
спектров, отобранных параллельно в каждой точке наблюдения
вдоль Охотоморского побережья, демонстрирует серьезные раз-
личия между ними. В пределах зоны средне-таежных и северо-
таежных лесов в прибрежно-морских спектрах, со сравнению с
аллювиальными, значительно выше процент мелких зёрен пыльцы
и спор: субарктические виды берез, полыни, зеленые мхи. При ин-
терпретации спектров такого типа реконструируются значительно
более холодолюбивые растительные ценозы, чем средне-таежные
и северо-таежные леса прилегающего побережья.
Немаловажную роль в концентрации и в переотложении пыльцы
и спор в морских осадках играет многочисленный зоопланктон, для
которого генеративные клетки растений являются высокоценной
органической пищей. В. Г. Богоров подсчитал, что почти за полго-
да всей массой зоопланктона профильтровывается весь объем
Мирового океана. В Белом море концентрация пыльцы и спор в
пищеварительном тракте некоторых моллюсков литорали на один
грамм превышала таковую в донных грунтах в 10-20 раз. Вопрос о
переотложенных зернах пыльцы и спор в отложениях морского гене-
зиса немаловажен. В ряде районов переотложенные микрофоссилии
разного возраста составляют значительную часть спектров, неред-
ко превышая содержание зерен in situ. Например, в наших северных
морях (Карском, Баренцевом) переотложенная пыльца доминирует
в осадках. Горизонты, обогащенные переотложенными спорово-пыль-
цевыми зернами, как правило, связаны с эродирующей деятельнос-
тью ледников или с усилением береговой абразии.
Из вышеизложенного следует, что спорово-пыльцевые спектры
отложений морского генезиса осреднены и перемешаны в значитель-
но большей степени, чем спектры аллювиальных осадков, и несут
на себе в значительной степени «размытые» черты зонального типа
растительного покрова побережья в створе взятия пробы.
Таким образом, анализ субфоссильных спорово-пыльцевых спек-
тров из современных рыхлых образований разного генезиса показал,
что они в разной степени отражают черты зонального типа расти-
тельного покрова. Чем выше осредненность палиноспектров, тем
адекватнее они зональному типу растительности. Оптимально ос-
реднены и наиболее адекватны зональному типу растительности
спорово-пыльцевые спектры аллювия крупных речных артерий и озер.
166
По увеличению степени осреднённости и интегральное™ спо-
рово-пыльцевые спектры отложений разного генезиса можно раз-
местить в следующем порядке: спектры почв —> небольших тор-
фяников и мелких водоёмов —> горных ледников -> аллювия ма-
лых водотоков -> аллювия крупных водотоков —> осадков крупных
озер -» прибрежно-морских отложений —> донных глубоководных
морских осадков.
5.4.3. Основные этапы проведения
спорово-пыльцевого анализа рыхлых отложений
Отбор образцов. Конечные результаты спорово-пыльцевого
анализа в значительной степени зависят от умения правильно и
рационально отобрать образцы из разреза рыхлых отложений. Ча-
стота отбора образцов, выбор горизонтов опробования, технология
отбора и т. д. существенно влияют на детальность и корректность
палеогеографических реконструкций.
Необходимо придерживаться двух главных правил отбора:
• соблюдение чистоты при взятии пробы, чтобы избежать засо-
рение ископаемого спектра современным пыльцевым дождём
или микрофоссилиями из смежных горизонтов;
• детальное опробование всего разреза, поскольку единичные
разрозненные образцы не представительны для палеогеогра-
фических построений.
Отбор образцов из естественных обнажений и искусственных
выработок. После определения геоморфологического положения
рыхлой толщи и предполагаемого генезиса осадков приступают к
выбору места расчистки. Оптимальным считается заложение рас-
чистки там, где сочетаются следующие условия: вскрыта наи-
большая часть разреза; нижняя часть толщи доступна для опро-
бования или перекрыта маломощным склоновым чехлом; разрез
рыхлых отложений включает в себя наибольшее количество лито-
логических разностей, что увеличит детальность палеогеографи-
ческих реконструкций; разрез рыхлых отложений отличается наи-
меньшим проявлением процессов диагенеза (следы ожелезнения,
омарганцевания); разрез рыхлых отложений включает в себя наи-
большее количество прослоев, насыщенных гумусом, торфом, для
которых характерна хорошая сохранность и большая концентрация
167
микрофоссилий; по разрезу рыхлых отложений встречается наи-
большее количество растительных макроостатков, позволяющих
дополнить данные палинологии результатами макрофлористичес-
кого анализа; по разрезу рыхлой толщи встречаются включения
древесины, углей, костного или ракушечного материала, позволя-
ющих определить абсолютный возраст осадков.
Стенка расчистки зачищается и углубляется до 0,5-1,0 м, по-
скольку слой вертикальной стенки обнажения, обращенный к днев-
ной поверхности, подвергается окислительным процессам в резуль-
тате аэрации и интенсивному физическому выветриванию породы.
Основания обнажений, как правило, бывают закрыты мощным
чехлом склоновых отложений. Поэтому в нижней части разреза
углубление расчистки производят до тех пор, пока на боковых стен-
ках не появятся горизонтально расположенные слои. Окончатель-
ная зачистка стенки обнажения должна проводиться в горизонталь-
ном направлении, чтобы избежать засорения нижележащих слоев
микрофоссилиями из вышележащих горизонтов
Интервал отбора образцов зависит от характера исследуемых
отложений: от их однородности, мощности, от литологических осо-
бенностей рыхлой толщи. Понятно, что чем крупнее обломочный
материал, слагающий рыхлую толщу, тем меньше времени потре-
бовалось на ее формирование. Тонкие осадки (глины, наилки), и
особенно торф, накапливаются значительно медленнее, чем, на-
пример, валунно-галечные отложения. Чтобы не пропустить тот
или иной этап в развитии растительного покрова, образцы на спо-
рово-пыльцевой анализ из тонкозернистых осадков отбираются
чаще, чем из грубообломочного материала. В целом рекоменду-
ется соблюдать следующие интервалы опробования рыхлых отло-
жений на спорово-пыльцевой анализ в зависимости от их грануло-
метрического состава: торф - интервал отбора образцов 5-10 см;
глина, ил, тонкий суглинок - 10-15 см; супесь, легкий суглинок-
15-20 см; песок - 20-30 см; гравийно-галечные отложения - 40-
50 см; валунно-галечные отложения - 60-80 см
В монотонных отложениях большой мощности интервалы меж-
ду образцами могут быть увеличены. Кроме того, необходим от-
бор образцов близ границ между слоями, позволяющий получить
дополнительные сведения об условиях начала и конца осадкона-
копления каждого горизонта; о перерывах в осадконакоплении.
168
Следует избегать отбора образцов из ожелезненных или омар-
ганцованных слоев и линз. При отборе образцов из угленосных от-
ложений необходимо охватить все слои с различными типами угля,
встречающимися в разрезе Обязательно должны быть опробова-
ны и породы, вмещающие эти угли.
Способ отбора образцов на спорово-пыльцевой анализ предпо-
лагает минимальную степень засорения образца пыльцой и спора-
ми из соседних слоев, а также современной пыльцой из воздуха.
При опробовании образцов на спорово-пыльцевой анализ необхо-
димо соблюдать следующие правила:
• образцы берутся снизу вверх по разрезу, чтобы избежать засо-
рения нижних;
• углубление, из которого выбирается образец, не должно превы-
шать по вертикали 2-4 см.;
• для увеличения объема образца углубление увеличивается по
горизонтали;
• бумага для упаковки образцов, должна быть нарезана заранее и
храниться на расчистке в свернутом виде;
• после отбора каждого образца нож должен тщательно выти-
раться.
Объем пробы зависит от гранулометрического состава рыхло-
го горизонта. Рекомендуется следующая навеска: торф - 30-50 г;
ил - 100 г; глина и суглинок - 200 г; супесь и песок - 200-300 г;
галечник - 400-500 г.
В случае опробования галечно-валунных отложений крупные
сухие галька и валуны удаляются, отбирается только заполнитель.
С поверхности гальки и валунов соскребается тонкий материал, в
котором, как правило, концентрация микрофоссилий значительно
больше.
Пробы упаковываются в крафтовую бумагу, в угол которой пред-
варительно вкладывается этикетка. Данные этикетки дублируют-
ся на упакованном образце В этикетке должны быть указаны но-
мер и адрес разреза, номер образца, глубина отбора образца, лито-
логия осадка.
Опробование в шурфах. Шурфовочные работы часто проводят-
ся при изучении древних аллювиальных или озерных отложений.
Чтобы спорово-пыльцевой анализ дал полноценные результаты,
нужно грамотно заложить шурф или серию шурфов. Шурфы нельзя
169
закладывать близко к тыловому шву речной или озерной террасы,
так как аллювиальные или озерные отложения там могут быть
перекрыты мощным склоновым чехлом. Не рекомендуется закла-
дывать шурфы в прибровочной части террасы, поскольку верхние
горизонты аллювия или озерных отложений в этих местах бывают
уничтожены эрозионными и склоновыми процессами.
При взятии образцов на спорово-пыльцевой анализ из шурфов
необходимо соблюдать все описанные выше правила опробования
рыхлых отложений по искусственным выработкам или естествен-
ным обнажениям.
Не допускается сбор образцов на спорово-пыльцевой анализ из
отдельных выкладок рыхлых отложений, часто встречающихся возле
старых шурфов. Для спорово-пыльцевого анализа они непригодны.
Опробование из буровых скважин. Преимущество изучения
рыхлых отложений с помощью буровых работ заключается, глав-
ным образом, в возможности вскрыть рыхлую толщу на большую
глубину. В районах с мощным слоем многолетней мерзлоты, где
«бить» шурфы очень сложно, буровые работы приобретают перво-
степенное значение. Однако, не все виды бурения годятся для от-
бора образцов на спорово-пыльцевой анализ.
Колонковое бурение позволяет корректно отобрать палинологи-
ческие пробы. В процессе работ соблюдаются все правила опробо-
вания, которые выработаны для работы на расчистках и шурфах.
Керн, полученный при колонковом бурении, тщательно зачищается
ножом со всех сторон, а затем из его середины вырезается чистый
кусок породы, не засоренный современной пыльцой и спорами.
Шнековое, а тем более, ударно-канатное бурение непригод-
ны для опробования рыхлых отложений на спорово-пыльцевой ана-
лиз, поскольку происходит перемешивание ископаемых микрофос-
силий из разных горизонтов и заражение осадков посторонней пыль-
цой и спорами из водного раствора, который заливается в скважину
в качестве смазки.
Опробование донных морских и озёрных осадков осуществля-
ется специальными бурами систем Гиллера, Сукачева и др., кото-
рые позволяют извлекать на поверхность в ненарушенном состоя-
нии колонки рыхлого материала. Новые технологии обеспечивают
в этих колонках исходные температурные и влажностные условия.
По мере удаления от берега пользуются илососами, стратоскопа-
170
ми, стратометрами, трубками вибро-поршневого бурения или осо-
быми лотами На глубоководных участках применяются грунто-
вые прямоточные трубки.
Лабораторная обработка образцов для спорово-пыльцевого ана-
лиза. Для подготовки образцов к анализу применяются несколько
различных методик, заключающихся в физической и химической
обработке пород с целью извлечения из них микрофоссилий. В
России наиболее распространены щелочная методика Поста (при-
меняетсяся при обработке торфа) и сепарационная методика Гри-
чука (разработана для минеральных рыхлых осадков).
Лабораторная подготовка образцов для спорово-пыльцевого ана-
лиза состоит из нескольких этапов. Сначала производится дезинтег-
рация, декарбонизация и дегуминизация породы с целью уничтоже-
ния её минеральной части и выделения более стойкого органическо-
го компонента, которым являются оболочки пыльцы и спор. Породу
размельчают, пропускают через мелкое сито (дезинтегрируют), а
затем приступают к её химической обработке. Примесь карбона-
тов удаляют раствором 10% соляной кислоты. Гуминовый цемент
или примеси удаляются путём кипячения в 10% растворе едкого
натра или калия. Силикаты растворяют плавиковой кислотой.
На втором этапе породу обрабатывают тяжелой жидкостью,
удельный вес которой должен быть от 1,8 до 2,6. Это выше удельно-
го веса спор и пыльцы, заключенных в пробе, и ниже удельного веса
самого легкого минерального компонента изучаемой породы - удель-
ный вес кварца 2,7. Принцип применения тяжелой жидкости являет-
ся основой сепарационной методики, предложенной В. П. Гричуком.
Благодаря тяжелой жидкости, порода разделяется: органические
остатки (споры, пыльца, растительные ткани и пр.) всплывают, а все
минеральные частицы оседают на дно. В последние десятилетия в
качестве тяжелой жидкости используется кадмиевая жидкость, спо-
соб употребления которой разработан Институтом географии РАН.
Третий этап лабораторной обработки образца и подготовки его
к просмотру под микроскопом называется ацетолизом. Он заклю-
чается в окрашивании выделенных микрофоссилий, чтобы облег-
чить их последующее изучение. Продукты мацерации и сепарации
(зерна пыльцы и спор) обрабатываются ацетолизной смесью, со-
стоящей из 7-9 частей уксусного ангидрида и 1-3 частей концент-
рированной серной кислоты. Обработка происходит в водяной бане
171
при температуре 80-90°С. Споры и особенно пыльца несколько
набухают и окрашиваются в желто-бурые цвета.
Конечный результат подготовки (варки) образцов для спорово-
пыльцевого анализа представляет собой концентрат из спор и пыль-
цы, который в виде небольшого осадка собирается на дне узкой
пробирки и заливается глицерином.
При получении пыльцы и спор из плотных пород производится
их диспергирование ультразвуком, вызывающим разрушение струк-
турных связей между элементами.
Очень трудно извлекать пыльцу и споры из лессовых пород,
которые долгое время считались палеонтологически «немыми».
Поэтому их химическую обработку также сочетают с ультразву-
ковым диспергированием или другим физическим воздействием,
предложенным М. П. Гричук. Оно заключается в кавитации (ин-
тенсивном взбалтывании, встряхивании) суспензии породы в тя-
желой жидкости. Это воздействие приводит к ослаблению физи-
ческих связей между минеральными частицами и микрофоссилия-
ми и облегчает выделение пыльцы и спор из породы.
Микроскопический анализ образцов. Полученный в результате
лабораторной обработки образца концентрат пыльцы и спор или
мацерат подвергается детальному изучению под микроскопом. По
морфологическим особенностям каждого зерна определяют и, со-
ответственно, регистрируют его таксономическую принадлежность:
семейство, род или даже вид растения-продуцента. Совокупность
таких идентифицированных зерен пыльцы и спор составляет спо-
рово-пыльцевой спектр, или комплекс.
Микроскопическое изучение спор и пыльцевых зерен обычно про-
водится на биологических микроскопах различных марок с биноку-
лярной насадкой и препаратоводителем. Подсчет спор и пыльцы вы-
полняется, как правило, при 400-кратном увеличении. Для более де-
тального изучения строения оболочек, поровых отверстий и других
элементов пыльцевых зерен и спор необходимо работать с иммерси-
онной жидкостью при увеличении не менее, чем в 800-1500 раз. Боль-
шую разрешающую способность имеют электронные микроскопы.
При работе с осадками, в которых мало микрофоссилий, по мне-
нию Е. Д. Заклинской, допускается минимальное их количество в 150
зерен. Чем богаче количественно и разнообразнее в систематичес-
ком отношении анализируемый спорово-пыльцевой спектр, тем боль-
172
шее число микрофоссилий нужно насчитывать. При высокой насы-
щенности препаратов пыльцой и спорами ц соответственно, быстром
наборе необходимого числа зерен микроспоры мало продуцирующих
растений могут не попасть в поле зрения аналитика. Результаты
анализа заносятся в рабочие бланки с указанием адреса и геомор-
фологической привязки точки опробования (табл. 5.3 и 5.4).
Далее производится обработка рабочих бланков. При анализе
кайнозойских осадков сначала считается общее количество всех
зерен, которое принимается за 100%. Все подсчитанные микро-
споры делят на три группы:
• пыльца деревьев и кустарников;
• пыльца трав и кустарничков;
• споры.
В каждой из названных групп растений также считают общее
количество пыльцы и спор и определяют долю каждого таксона в
процентах от общего числа зёрен внутри группы. Затем определя-
ется процентное соотношение между группами растений в общем
составе спектра.
Для древних - палеозойских и мезозойских отложений - доля
участия каждого таксона, записанного в бланке, считается от об-
щего числа обнаруженных микрофоссилий.
Таким образом, после подсчета результатов микроскопирова-
ния получается статистическая характеристика спорово-пыльце-
вого спектра или комплекса (для докайнозойских отложений)
Графическое оформление результатов микроскопического ана-
лиза. Результаты статистической обработки данных спорово-пыль-
цевого анализа заносят в таблицу. Однако большую наглядность
дают спорово-пыльцевые диаграммы, построенные по спорово-
пыльцевым спектрам или комплексам. Существуют диаграммы со
значковым изображением и диаграммы со сплошной заливкой кон-
туров, отражающих процентное участие в спектрах пыльцы и спор
того или иного растения. По оси ординат отмечают глубину отбо-
ра проб, по оси абсцисс слева направо дается название растений,
записанных на рабочих бланках, и процентное содержание пыльцы
и спор каждого из компонентов. На спорово-пыльцевых диаграм-
мах отложений палеозоя и мезозоя списки растений располагают-
ся слева направо согласно их искусственной классификации без
деления на группы.
173
Таблица 53
Рабочий бланк результатов микроскопического изучения пробы
Адрес точки:
Т. Кр-7, зал. Рейнеке, р. Лонгари; 14 м н/п. терраса, обр. 1, гл. 1,2 м.
Таксоны Кол-во зерен %
1 2 3
Пыльца деревьев и кустарников
Abies [ 1 0,5
Pinus s. q.. Haplox. [[[[[ [[ 7 3,5
P. sect. Cembrae [[[[[[[[[[ [[[[[ [[[[[[[[[ 24 14,0
Picea sect. Eupicea [[[[[ [[[[[ [[[[[[[[[[ [[[[[ [[[[[[[[[[ [[[[[ [[[[[ 45 26,0
P. sect. Omorica [[[[[ [[[[[ [ 11 6,3
Betula sect. Albae [[[[[[[[[[ [[[[[ [[[[[[[[[[ [[[[[[[[[ 34 19,0
B. sect. Fruticosae [[[[[[[[[[ [[[ 13 7,0
B. sect. Nanae [[[[[ [ 6 3,6
Alnus [[[[[ [[[[[ [[[[[[[[[[[[ 22 12,5
Alnaster [[[[[ [ 6 3,6
Salix [ 1 0,5
Corylus [ 1 0,5
Myrica 1 [[[ 3 1,8
Pinaceae [ 1 0,5
Сумма пыльцы деревьев и кустарников: 175 = 57,0%
Пыльца трав и кустарничков
Ericales 1 2,0
Gram meae [[[[[[[[[[ [[[[[[[[[[ [[ 22 51,0
Cyperaceae [[[ 3 7,0
Liliaceae [ 1 2,0
Cruciferae [ 1 2,0
Umbelliferae [ 1 2,0
Caryophyllaceae [T 1 2,0
Неопределенные травянистые [[[[[ [[[[[ [[[[ 43 32,0
Сумма пыльцы трав и кустарничков: 43 = 14,0%
174
___________Продолжение таблицы 5.3
1 | 2 | 3 |
Споры
Sphagnum [[[[ 4 4,4
Polypodiaceae [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[ [[[[[[[[[[ [[[[[ [[[[[[[[ 73 84,0
Lycopodium clavatum [[[[[ [ 6 6,6
Lycopodium complanatum [ 1 1,1
Lycopodium sp. [ 1 1,1
Bryales [[ 2 2,2
Сумма спор: 87 = 28,0%
Общее количество пыльцевых зерен и спор: 305 = 100,0%
На спорово-пыльцевых диаграммах осадков позднего кайнозоя
в левой части даётся общий долевой состав спорово-пыльцевых
спектров в процентах:
• пыльцы древесно-кустарниковых пород;
• травянисто-кустарничковых пород;
• спор.
Затем перечисляются в генетическом порядке семейства, роды
и виды растений внутри каждой из этих групп Сначала «расшиф-
ровывается» таксономический состав группы деревьев и кустар-
ников, затем перечисляются травы и кустарнички, а в правой час-
ти диаграммы - споры.
Спорово-пыльцевые диаграммы бывают разных типов в зави-
симости от смысловой нагрузки. Типичны диаграммы, характери-
зующие один разрез рыхлых отложений, из которого проанализиро-
вана серия образцов. В таких случаях спорово-пыльцевые спект-
ры каждого образца соединяются между собой прямыми линиями.
Спорово-пыльцевые диаграммы наглядно отображают последова-
тельные изменения спорово-пыльцевых спектров снизу вверх по
разрезу, а следовательно, и эволюцию растительного покрова за
время накопления исследуемой рыхлой толщи (рис. 5.1).
Есть сводные спорово-пыльцевые диаграммы. В них также зало-
жены временные функции. В каждой точке сводного разреза да-
ются осредненные спорово-пыльцевые данные, полученные в ре-
175
Латинские и русские названия таксонов
Таблица 5.4
Латинское название Русское название Латинское название Русское название
1 2 1 2
Деревья и кустарники
Pinaceae сосновые Fagus бук
Tsuga хвойник Quercus дуб
Abies пихта Tilia липа
Picea ель Acer клен
Pinus sibirica сосна сибирская Fraxinus ясень
Pinas pumila кедровый стланик Corylus лешина
Larix лиственница Ulmus ильм
Betula sect. Albae берёза древовид. Myrica восковница
Betula sect. Fruticosae берёза кустарник. Lonicera жимолость
Betula sect. Nanae берёза карликов Yiburnum калина
Betula exilis берёза тощая Euonymus бересклет
Ainas ольха Franqula крушина
Alnaster ольховник Grataegus боярышник
Salix ива Cornus кизил
Juglans орех Ribes смородина
Carpinus граб
Травы и кустарнички
Rubus chamaemorus морошка Papaveraceae маковые
Ericales верескоцветные Cruciferae крестоцветные
Gramineae (Poaceae) злаковые Saxifragaceae камнеломковые
Cyperaceae осоковые Rosaceae розоцветные
Ephedra хвойник Leguminosae бобовые
Chenopodiaceae маревые Onagraceae кипрейные
Artemisia полынь Umbelliferae зонтичные
176
Продолжение таблицы 5.4
1 2 1 1 2
Urticaceae Polygonaceae Rumex Caryophyllaceae Ranunculaceae Thalictrum крапивные гречишные щавель гвоздичные лютиковые василистник Polemoniaceae Plantaginaceae Valerianaceae Campanulaceae Compositae синюховые подорожниковые валериановые колокольчиковые сложноцветные
Водные растения
Ahsmataceae Potamogetonaceae частуховые рдестовые Sparganiaceae Nymphaceae ежеголовниковые кувшинковые
Споры
Bryales Sphagnum Polypodiaceae Osmundaceae Ophioglossaceae зелёные (бриевые) мхи сфагновые мхи многоножковые осмундовые ужовниковые Equisetum Lycopodiaceae Selaginellaceae Selaginella sibirica хвощи плауновые селагинелловые плаунок сибирский
зультате обобщения спорово-пыльцевых спектров из нескольких
одновозрастных разрезов, скоррелированных между собой. К свод-
ным спорово-пыльцевым диаграммам прибегают на этапах синте-
зирования результатов исследования. Обобщённые спорово-пыль-
цевые данные, вынесенные на сводную спорово-пыльцевую диаг-
рамму, характеризуют относительно крупные этапы в истории
развития растительности. Сводные диаграммы наглядно демон-
стрируют эволюцию условий осадконакопления на протяжении це-
лой эпохи, звена, или еще более крупного стратиграфического под-
разделения. Спорово-пыльцевые спектры на сводных диаграммах
соединяются между собой плавными линиями.
Диаграммы современных (субфоссильных) спорово-пыльцевых
спектров призваны показать только пространственные изменения
спектров в зависимости от растительного покрова той или иной
территории. Они не несут на себе возрастной нагрузки Поэтому
спорово-пыльцевые спектры не соединяются между собой и вы-
ражаются горизонтальными линиями.
Диаграммы можно строить целенаправленно, в зависимости от
задачи, стоящей перед исследователем Растения могут быть
177
vsojnuids syaido&iQ
avaanipod^joj
uinuSvyds _
sajv&ig
avauopai^joaiQ
awHVog _
avaavuma'j
эяаэтцтияцу
anaamubvjuvid
шпрхэплщ
avjisodiuoj
suvpiaTpdd
avaavso^ _
avaovipodouaipj
avaovoiufl .
аглэ/гцэцшр] _
avaavutydo/Qvj _
sninounuvtf _
тширцтц _
anaovinaunuv#
visnuayy
avaavxad^j
апашшшр)
sa]vayg
anaovuvinssoAr) ~
sniuif}
min
snjdaoj
snaaariQ ~
лаутяцу ~
(vwdocf) KvaoxnHdvuiafa) ярцзд ~
snuiy~ f
(vwdocp nvHQnaoaadp) ds vjntaQ
avqjy pas ирпрд I
suisaA-fis snuij
uojdxoidi(j -3 s snuij ~
ds vaaij
avouoiuf) pas vaoij
avaa-idng pas vaaij
avaavssaudnj ~
dono и гйкшгш
ягхэоэ ИЙП190
o--
Рис. 5.1. Фрагмент спорово-пыльцевой диаграммы балочного аллювия балки Язвицы в бассейне р. Протвы
178
сгруппированы по таксономическому, экологическому, географичес-
кому и другим признакам. В последние годы стали применяться
компьютерные программы графической обработки спорово-пыль-
цевых данных.
5.4.5. Интерпретация ископаемых
спорово-пыльцевых спектров
Грамотная расшифровка спорово-пыльцевых диаграмм не ме-
нее важна, чем аналитическая часть спорово-пыльцевого анализа.
Наибольший простор и возможности для палеогеографических ре-
конструкций дает спорово-пыльцевой анализ относительно моло-
дых - преимущественно позднекайнозойских отложений. В основе
интерпретации кайнозойских спорово-пыльцевых спектров лежит
принцип актуализма. При расшифровке спорово-пыльцевых дан-
ных с актуалистических позиций имеются в виду две основных
предпосылки:
• учитываются закономерности формирования рецентных споро-
во-пыльцевых спектров отложений разного генезиса, выявлен-
ные многочисленными методическими работами;
• палеогеографические реконструкции опираются на сходство
современных и существовавших ранее экологических условий
жизнедеятельности растений.
Однако следует иметь ввиду, что экологические рамки суще-
ствования древних растений могли существенно отличаться от
современных. Спорово-пыльцевые спектры некоторых раститель-
ных формаций прошлого даже не имеют современных аналогов:
например, ископаемые спектры тундро-степей, очень типичные для
второй половины ледниковых эпох в перигляциальных районах се-
верного полушария.
При интерпретации ископаемых палиноспектров решаются па-
леоботанические, палеоклиматические и стратиграфические зада-
чи. Конечным результатом интерпретации спорово-пыльцевой ди-
аграммы в оптимальном варианте должны быть следующие па-
леогеографические реконструкции:
• характера палеорастительности;
• фаз в развитии растительного покрова или палинозон;
• палеофлоры;
179
• климатических эпох (холодная или теплая), в которых развива-
лись реконструированные палеоландшафты;
• климатических параметров выявленной эпохи;
• относительного возраста реконструированных палеоландшаф-
тов и, соответственно, осадков, содержащих анализируемые
палиноспектры
Палеоботанические реконструкции. Непосредственным резуль-
татом интерпретации спорово-пыльцевых данных являются палео-
ботанические реконструкции. По количественному соотношению
пыльцы и спор доминантов и субдоминантов растительного покро-
ва воссоздаются отдельные растительные сообщества и зональ-
ный тип растительного покрова территории исследования в про-
шлом. Качественный анализ спорово-пыльцевых спектров дает
представление о составе растительного покрова или о палеофлоре.
Палеорастительность. Реконструкция растительного покрова про-
изводится по следующей схеме. По относительному содержанию
микрофоссилий той или иной группы растений в общем составе па-
линоспектров судят о степени облесенности территории исследова-
ния. Затем проводится тщательный анализ количественного соот-
ношения пыльцы и спор внутри каждой из групп. По преобладанию
пыльцевых зерен или спор определяют доминирующие микрофосси-
лии и субдоминанты. По выявленным растениям-доминантам и со-
путствующим им таксонам делаются выводы о растительных со-
обществах прошлого; при этом учитываются особенности сохран-
ности оболочек пыльцы и спор, различная степень пыльценосности
растений и другие факторы, влияющие на формирование палинос-
пектров. Совокупность реконструированных фитоценозов позволяет
получить представление о растительном покрове в целом.
Кроме оценки количественного соотношения пыльцы и спор,
анализируют качественный состав спорово-пыльцевых спектров,
или ископаемую палинофлору. В таких случаях имеет значение спи-
сочный ряд пыльцы и спор, включая единичные микрофоссилии.
Анализ палинофлор ведется по разным направлениям.
Эколого-ценотический анализ, например, предполагает системати-
зацию ископаемой флоры по экологической приуроченности видов и
родов растений, по соотношению их жизненных форм и др. Это помо-
гает уточнить экологические особенности выявленных (по количе-
ственному соотношению микрофоссилий) растительных сообществ.
180
Кроме того, ископаемая палинофлора по растениям-индикаторам,
характерным для определенных фитоценозов, позволяет уточнить
выводы о характере восстановленного растительного покрова.
Существуют еще и другие анализы ископаемых палинофлор:
оценивается, например, состав и соотношение географических групп
видов и родов дендрофлоры или всей флоры в целом, участие в
молодых ископаемых флорах палеогеновых и неогеновых релик-
тов. Результаты этих анализов используются в качестве возраст-
ных критериев при стратиграфическом расчленении рыхлых отло-
жений, при реконструкции палеоклиматов.
Интерпретация ископаемых спорово-пыльцевых спектров. При-
водится на примере фрагмента спорово-пыльцевой диаграммы
рыхлых отложений, вскрытых шурфом ЛФ-12 на междуречье рек
Тывлинка и Сивук в нижнем Приамурье (рис. 5.2).
В общем составе спорово-пыльцевых спектров отложений на глу-
бине 2,3-1,7 м преобладает пыльца деревьев и кустарников (44-50%);
несколько ниже процент пыльцевых зерен грав и кустарничков (27-
37%); споры составляют всего 5-15%.
В группе древесно-кустарничковых пород преобладает пыльца
темнохвойных и мелколиственных растений: Picea sect. Eupicea
(до 20-21%), все виды Betula sect. Albae (до 31%) и Alnus (до
31 %), а также Alnaster (до 20%). Несколько ниже процент пыльце-
вых зерен более южных представителей дендрофлоры: Picea sect.
Omoricae (до 11%), Pinus koraiensis (до 11%), Betula sect. Costatae
(до 6%), Betula sect. Fruticosae (до 6%), Corylus (до 7%), Ulmus
(до 6%), Larix (до 5%). Кроме того, постоянно встречаются еди-
ничные зерна теплолюбивых хвойных (Abies, Pinus sect. Eupitys et
Strobus\ широколиственных и даже субтропических пород (luglans,
Caria, Carpinus, Acer, Liguidambar, Rhus, Quercus mongolica, Tilia,
Myrica, Araliacea, Moraceae).
В группе травянисто-кустарничковой растительности преобла-
дают пыльцевые зерна Gramineae (до 21%), Artemisia (до 27%),
Ericales (до 20%). Значительно меньше (не более 6-7%) пыльцы
Cyperaceae, Chenopodiaceae, Polygonaceae, Leguminosae и про-
чего разнотравья.
Среди спор доминирует Sphagnum (30—61%) Субдоминантами
являются Polypodiaceae (19-26%), Lycopodium sect. Clavatae (до
25%), Bryales (8-10%).
181
avaampod^jog
wnidfoqdg
sajvfag
avauopayboaiq
vdvAj
aviisodiuoj
avaoviuomaiog
илтцвям. viuoptojj
votnqis muotftolJ
vaipuvjsi viSiuaoj
uouoSouoay iaas g
avyoistg jaas tunuoSfyog
visuuayy
* vatufl
аъаэтщ
avaatnpodouaqp)
avaavAadAp)
avaunuvA*)
saivapig
апаатрму
avaavAOjq
огипла&рцд
DAaOlUO'J
vaufyq
smug]
snpiiop)
vytj
snaAanfi
vaijoSuoiu snaAanQ
W
jvqiuvprnSt'i
Aaay
snutdAVj
vaynqasuviu suviSnf
okivp)
xnvS
avurqq yaas 'g
avsoawug ^aas тфцэд
Aaismqy
[-ds snujy
Z~’ds snujy
naiAnqaspuntu g
sisuaunp jb g
naiuodnfg
vgifijKldg
avqiy -pas g
avjvjsoj jaas ярцэд
sfatdng iaas g
sisuafvAO^ snuij
avAqiuaj iaas sniiig
•ds vaaig
avaatdng jaas g
anauouiQ jaas vaaig
saiqy
avaaossaAdnp)
xiAvg
еэчнэёас йнипц
линка - Сивук в нижнем Приамурье
douo и гШчетчц
8ВХЭОЭ ИИ1П9О
a®
182
Проанализированный общий состав ископаемых спектров и со-
отношение пыльцы и спор доминантов и субдоминантов раститель-
ного покрова позволяет сделать следующие выводы. На террито-
рии исследования были широко распространены лесные формации,
представленные преимущественно темнохвойными и смешанны-
ми елово-лиственнично-березовыми лесами с участием широко-
лиственных таксонов. Небольшие площади занимали хвойно-ши-
роколиственные лесные массивы, в которых одной из лесообразу-
ющих пород был кедр корейский. В подлеске смешанных лесов
хорошо чувствовала себя лещина. В напочвенном покрове прини-
мали участие представители полынно-злакового разнотравья, ве-
рескоцветные, разнообразные мхи, папоротники и лесные виды пла-
унов. Значительный процент пыльцы ольховника и кустарниковых
берез, в числе которых обнаружены и зерна Betula sect. Nanae,
связан, по-видимому, с существованием крупнокустарниковых
тундровых сообществ, приуроченных к верхним поясам гор.
Анализ дендрофлоры указывает на ее богатство и разнообразие.
В составе древостоя принимали участие несколько видов елей из
секций Omoricae et Eupicea, сосны, в том числе и кедр корейский,
пихты, лиственницы. Обращает на себя внимание богатый состав
широколиственных (орех, граб, клен, дуб монгольский, липа, ореш-
ник, восковница) и даже субтропических элементов (ликвидамбар,
рус, аралиевые, лапина). Таким образом, в дендрофлору входили пред-
ставители трех разных в эколого-ценотическом отношении групп
растений: относительно холодолюбивой охотской флоры, более юж-
ной теплолюбивой манчжурской флоры и субтропической. Это по-
зволяет предполагать существование разнообразных условий суще-
ствования фитоценозов в условиях горной территории с резко-рас-
членённым рельефом. Среди рецентных спорово-пыльцевых спектров
Дальнего Востока наибольшее сходство с описанными ископаемы-
ми спектрами обнаруживают палиноспектры Сихотэ-Алиня и юж-
ной части Приморья. В настоящее время в означенных регионах
распространены южно-таежные и хвойно-широколиственные леса с
очень богатым и разнообразным составом лесообразующих пород.
С актуалистических позиций можно сделать окончательный вывод
о том, что во время накопления исследуемой рыхлой толщи на глу-
бине 2,3-1,7 м в Нижнем Приамурье существовали богатые южно-
таежные и хвойно-широколиственные лесные формации.
183
На втором этапе интерпретации результатов палинологических
исследований на диаграмме выделены палинозоны или фазы в раз-
витии палеорастительности. Каждой фазе соответствует группа
спектров, близко сходных между собой и отражающих зональный
тип растительности.
На спорово-пыльцевой диаграмме рыхлых отложений, вскры-
тых на междуречье рек Сивук и Тывлинка (см. рис. 5.2) нижнюю
часть разреза характеризует группа ископаемых спорово-пыльце-
вых спектров, близко сходных между собой по количественному
соотношению пыльцы и спор и по качественному составу. Они от-
ражают лесные формации, характерные для современной зоны
южно-таежных и хвойно-широколиственных лесов. Следователь-
но, ископаемые спектры на глубине 2,3-1,7 м можно выделить в
отдельную фазу растительности.
Выше по разрезу на глубине 1,4-0,3 м выделяется следующая
группа спорово-пыльцевых спектров, близко сходных между со-
бой и резко отличающихся от нижележащих. Они отражают рас-
пространение лиственнично-березовых, елово-лиственнично-бе-
резовых лесов с бедной дендрофлорой, представленной преиму-
щественно бореальными элементами охотской флоры.
Значительные площади были заняты крупнокустарниковыми тун-
дровыми группировками из зарослей ольховника и кедрового стла-
ника. Анализируемые ископаемые палиноспектры ближе всего к
современным спорово-пыльцевым спектрам западного Приохо-
тья. относящегося к подзоне северо-таежных лесов с поясом за-
рослей кедрового стланника и ольховника. Группу ископаемых
спектров на глубине 1,4-0,3 м также можно выделить в отдель-
ную фазу (палинозону), резко отличающуюся от фазы (палинозо-
ны) нижней части диаграммы.
Динамика палеорастительности на спорово-пыльцевой диаграм-
ме. При палеогеографических реконструкциях очень важно, чтобы
на спорово-пыльцевой диаграмме было бы зафиксировано не ме-
нее двух фаз (палинозон) растительности, что дает возможность
проследить динамику в изменении растительного покрова и кли-
мата на протяжении исследуемого этапа осадконакопления
Часто исследователь имеет дело с маломощными разрезами рых-
лых отложений или с грубообломочным, быстро накопившимся мате-
риалом. В таких случаях спорово-пыльцевыми спектрами фиксиру-
184
ется короткий временной интервал. Спектры близко сходны между
собой и соответствуют только одной фазе растительности (рис. 5.3).
Такие спорово-пыльцевые спектры обычно малоинформатив-
ны. Они не отражают динамики растительного покрова во време-
ни. По ним можно получить представление лишь о коротком эпизо-
де условий осадконакопления. Проблемы принадлежности рекон-
струированных палеоландшафтов к холодной или теплой эпохе,
определения возраста рыхлой толщи, стратиграфической или па-
леогеографической корреляции по таким однофазовым спорово-
пыльцевым диаграммам не решаются.
Для палеогеографических и геоморфологических реконструкций
значительно больший интерес представляют диаграммы, на кото-
рых отражены две и более фаз растительности.
В основе палеогеографических работ К. К. Маркова, Г. И. Лазу-
кова, В. А. Николаева, А. А. Величко (1967) лежат представления о
направленно-ритмическом похолодании и континентализации клима-
та плейстоцена. Дальнейшие исследования в этом направлении по-
зволили придти к важнейшим выводам о том, что каждая новая (бо-
лее молодая) как теплая, так и холодная эпохи были значительно
холоднее и континентальнее предыдущих (Гричук, 1989). В резуль-
тате многочисленных региональных разработок удалось определить
возрастные различия в характере палеоландшафтов для разновоз-
растных эпох потепления и похолодания климата. Выяснилось, на-
пример, что на северо-востоке России эпохи похолодания в раннем
плейстоцене были настолько неглубокими, что их климат оставался
теплее и влажнее современного в исследуемом регионе. Каждое
новое похолодание было более значительным, но только две после-
дние позднеплейстоценовые холодные эпохи по суровости климата
резко превосходили современные условия (рис. 5.4).
Палеоландшафты древних эпох относительного похолодания
были похожи на ландшафты более молодых теплых эпох. Напри-
мер, вторая эпоха похолодания раннего неоплейстоцена (Q4) и по-
тепление второй половине среднего плейстоцена (£?2 ) по фитокли-
матическим характеристикам были почти одинаковыми. Поэтому,
если на спорово-пыльцевой диаграмме зафиксирована лишь одна
фаза растительности (а чаще всего - только маловыразительный
небольшой фрагмент фазы), её нельзя уверенно относить к какой-
либо теплой или холодной эпохе. И, как правило, интерпретация
185
iunu3vqd$ _
sajvKjg j
ava&Lvdajj J
avauopap^oatQ
avpsodutop)
avaavinuvdtuvp)
aVd3VUVU3]V/l
avaonjSvuQ
avaansog
snjowamunqa snqng
avjaJianjj
апаэщпэипшад
anaavpdqdouvj
uouoSouooy joas j
avaavuoSAfog
tnstuiauy ]
,z
эоэзшзолэ
эяашшълг) _j
sajvaug H
avaovpuvjSnp
^1°S _
I
jaisviipy
sipxa g
ujdopuappim прцад
avdqtuap) laassnuig
smqy
avqjy jaas vjnjag
xiAoq
eaqsodan япчшяц
у.рДо.р.
dono и гИишяц 1
ЯВ1ЭОО ИИЙ19О
ТГ^Т^Рл7
?:<i‘P.
Рис. 5.3. Однофазовая спорово-пыльцевая диаграмма аллювия 12-м н/п террасы руч Зигзагового в бас-
сейне р. Колымы
186
однофазовой спорово-пыльцевой диаграммы сводится к описанию
палеоландшафтов времени накопления рыхлого горизонта.
По-другому обстоит дело с интерпретацией спорово-пыльцевой
диаграммы, на которой выделяется две, а лучше несколько фаз
растительности, отражающих эволюцию фитоценозов во времени.
Такие диаграммы дают богатый материал для широких палеоге-
ографических реконструкций, позволяют определить возраст кли-
матической эпохи, а соответственно, и рыхлой толщи, перейти к
стратиграфическим построениям и т. д. Что же лежит в основе
интерпретации многофазовых спорово-пыльцевых диаграмм?
Эволюция палеорастительности на протяжении климатическо-
го ритма. Как известно, климатический ритм состоит из эпохи по-
тепления и эпохи похолодания. М. П. Гричук (1961) путем обобще-
ния огромного палинологического материала по Западной Сибири
удалось установить общие для всех климатических ритмов тен-
денции в изменении климата на протяжении одного ритма. Был
прослежен ход температуры и влажности от теплой эпохи к холод-
ной. По сочетанию температурных и влажностных характеристик
климатический ритм был поделен на четыре климатические ста-
дии. Термоксеротическая и термогигротическая стадии относят-
ся к теплой эпохе, криогигротическая и криоксеротическая - к хо-
лодной эпохе. Термический максимум (оптимум) и термический
минимум (пессимум) проявляются в середине, соответственно, теп-
лой и холодной эпох. Максимальное увлажнение приходится на гра-
ницу теплой и холодной эпохи, а максимальная континентализация
климата - на переход от похолодания к потеплению (рис. 5.5).
Позднее схема изменения ландшафтов на протяжении одного
климатического ритма была детально проработана и подтвержде-
на многочисленными исследованиями палинологов Сибири, Даль-
него Востока, Приморья, Прикаспия. Эволюцию растительного по-
крова и климата на протяжении одного ритма можно проследить
на примере северо-западного Приохотья.
В середине теплых эпох (оптимум) максимальные температуры
сочетаются с хорошими показателями влажности. Для середины теп-
лых эпох характерны самые теплолюбивые за весь климатический
ритм фитоценозы. В северо-западном Приохотье в тёплые эпохи по-
зднего плейстоцена таковыми являлись березовые и лиственничные
леса. В среднем плейстоцене оптимумы обеих тёплых эпох характе-
187
ипэхэ агчнноиПиЕопзле
ЕЭОИ ЭПННЕШЭМЭ
ЕЛИЕХ КВ11ЖСЯ
ехиех KKim'adQ
ЕЛИЕХ квнсЬяээ
кчээтгоэйг'эс! элчяокайад
-онышноахэик
гчйЬ'нХх
эняояинйвхоХя
ипэхэ ЭНННОИЙИЕОПОХе
ЕЭ91Г ОНННВШЭИЭ
елиех кенж(Я
ЕЛИЕХ ККНЬМэ
ЕЛИЕХ ВЕНЙЭЯЭЭ
вчээисвйЫ этоЕэсЬд
-OHhHHHOHXOHIf
нсйГнХх
этоминсГвхэХ)!
НСЙГиКь ЭННЬИПИХ
ЕЭЭП ЭКННЕШЭИЭ
ЕЛИЕХ ККЙСЭЙЭ
ЕЛИЕХ KElldOHSQ
KHosifoxVsd эняоЕэсЬд
-ОНЬИННЭЯХЭИХР
гкйГнХх
дгчяояинЙЕХоЛ^
HdtfHXx 9КНЬИПИ£
ЕЭЭ1Г ЭНННЕШ9ИQ
ЕЛ^ЕХ ВЕНСЬяаЭ
K409EoWad sHeocodsg
-OHhHHHaaxoHif
ndVwti
эняояинЗехэХя
гийГнЛл. энньипих
oxattHji
Рис. 5.4. Растительность середины плейстоценовых похолоданий по четырём страторегионам Даль-
него Востока России- А - Колымо-Индигирское среднегорье; Б - северо-западное Приохотье; В - юго-
западное Приохотье; Г - нижнее Приамурье
188
ризовались распространением смешанных елово-лиственнично-бере-
зовых лесов, а в середине раннеплейстоценовых потеплений в лесных
ценозах заметную роль играли даже широколиственные породы.
Климатический
ритм
Стадии
климатического
ритма
Криоксеротическая
Пессимум
Криогигротическая
Термогигрот ическая
Оптимум
I
Ь
Термоксеротическая
Рис. 5.5. Строение климатического ритма (по М. П. Гои-
чук, 1961)
Для термогигротических стадий характерно постепенное по-
нижение среднегодовых температур и увеличение влажности, в том
числе, снежности зим. В северо-западном Приохотье из раститель-
ного покрова исчезали наиболее теплолюбивые таксоны; лесные фор-
мации постепенно вытеснялись крупнокустарниковыми тундровы-
ми сообществами. В позднем плейстоцене березово-лиственничные
ландшафты уступали место лиственничным редколесьям, а в сред-
нем и раннем плейстоцене богатые среднетаежные и южнотаежные
формации замещались обедненными ценозами северной тайги.
Криогигротические стадии относятся к первой половине хо-
лодных эпох. На границе с предыдущей теплой эпохой повсемест-
189
но отмечается максимальное увлажнение климата, которое посте-
пенно уменьшалось на протяжении всей криогигротической ста-
дии. Средние температуры воздуха продолжали снижаться, при-
ближаясь к минимальным отметкам пессимума. В растительном
покрове продолжалось замещение относительно теплолюбивых
группировок более холодостойкими. В северо-западном Приохо-
тье лиственничные леса и редколесья вытеснялись ольховниковы-
ми и кедрово-стланниковыми тундрами, марями. В более древние
похолодания на протяжении криогигротических стадий сообщества
крупнокустарниковых тундр сочетались с лиственнично-березовы-
ми или лиственнично-елово-березовыми лесами.
В середине холодной эпохи (пессимум) средние температуры
достигали самых низких отметок за весь климатический ритм.
Показатели влажности были еще достаточно высоки. Для расте-
ний создавались самые неблагоприятные условия. Поэтому в се-
редине холодных эпох позднего плейстоцена в северо-западном
Приохотье, как правило, преобладали ивнячково-зеленомошные,
осоково-зеленомошные сообщества типичных арктических тундр.
В среднем плейстоцене, а, тем более, в раннем такие холодолюби-
вые тундровые ценозы играли подчиненную роль на фоне преиму-
щественно северо-таежных ландшафтов.
Криоксеротическая стадия охватывает вторую половину хо-
лодных эпох. Температуры воздуха постепенно повышались, а
влажность приближалась к самым низким показателям Климат
постепенно приобретал черты резкой континентализации и отли-
чался суровостью и малоснежностью зим. Для второй половины
холодных эпох позднего плейстоцена характерно широкое распрос-
транение «тундро-степей» - суровых, почти безлесных ландшаф-
тов, преобладание «криоксерофитных»* растительных группировок
с плаунком сибирским, экологической нишей которого являются ка-
менные россыпи и курумы в условиях суровых малоснежных зим.
Термоксеротическая стадия относится к началу следующего
потепления, когда продолжается повышение среднегодовых тем-
ператур воздуха и уже пройдены самые низкие показатели влаж-
ности климата. Климат постепенно становится мягче. Открытые
* Криоксерофиты - растения сухих и холодных местообитаний
190
ландшафты «тундро-степей» постепенно вытесняются лесными
формациями. Сначала преобладают березово-лиственничные ред-
колесья. По мере приближения к оптимуму, в зависимости от воз-
раста климатического ритма появляются все более теплолюбивые
и богатые по составу лесные ценозы
Граница между эпохой потепления и следующим за ней похоло-
данием маркируется преобладанием в ландшафтах и максимальной
выраженностью на спорово-пыльцевых диаграммах влаголюбивых
растительных сообществ. Для границы эпохи похолодания с после-
дующей эпохой потепления в позднем плейстоцене характерен пик
распространения криокссрофитных тундровых ценозов; в раннем и
среднем плейстоцене в эти отрезки времени преобладали березово-
лиственничные формации резко континентального климата.
Такова схема изменения растительности на протяжении одного
климатического ритма для большинства гумидных районов с лес-
ными и тундровыми типами ландшафтов.
В более южных засушливых районах со степными, полупустынны-
ми и пустынными ландшафтами эволюция растительного покрова на
протяжении климатического ритма выглядела иначе. Похолодание
приводило к гумидизации климата южных аридных областей. С дру-
гой стороны, потепление и усиление континентальности в северных
регионах влекло за собой аридизацию на юге. В результате в южных
регионах происходило чередование плювиальных и аридных эпох.
Относительное похолодание и смягчение климата плювиалов приво-
дило к распространению лесной растительности. В горах Кавказа,
Средней Азии в это время наблюдалось смещение вниз вертикаль-
ных растительных зон. Лесной тип ландшафтов в разные по возрасту
климатические ритмы был представлен различными лесными фор-
мациями. В более древние плювиальные эпохи в лесах большую роль
играли субтропические и наиболее теплолюбивые широколиственные
породы. Чем моложе плювиальная эпоха, тем беднее состав палеора-
стительности, отражающий (так же, как и в северных районах) на-
правленное похолодание и континентализацию климата.
В течение аридных эпох плейстоцена, сменявших в южных ши-
ротах плювиальные эпохи, лесная флора вытеснялась ксерофиль-
ными травянистыми ценозами. В зависимости от возраста клима-
тического ритма в эпохи аридизации развивались степные, полупу-
стынные, а в позднем плейстоцене - даже пустынные ландшафты.
191
Время наступления плювиальных эпох и фаз активизации лесных
ценозов на протяжении климатического ритма оцениваются исследо-
вателями южных территорий по-разному. Т. А. Абрамова (1970), мно-
го лет отдавшая изучению истории развития растительности поздне-
го кайнозоя в Прикаспии, синхронизирует плювиальные эпохи и мак-
симумы лесных формаций с термо- и криогигротическими стадиями.
По материалам Н. С. Болиховской (1995) приведенная точка зрения
подтверждается не полностью: смягчение климата, маркирующееся
возрастанием роли лесных и лесостепных ландшафтов, происходило
практически на протяжении всей холодной половины климатического
ритма. На севере в это время имело место оледенение.
Выделение на спорово-пыльцевой диаграмме холодных и теп-
лых эпох. Проанализированные закономерности развития расти-
тельности северных и южных регионов на протяжении одного кли-
матического ритма могут оказать существенную помощь при ин-
терпретации многофазовых спорово-пыльцевых диаграмм.
Диаграмма с двумя или более палинозонами позволяет восстано-
вить динамику палеоландшафтов - их эволюцию во времени. Зная
закономерности в смене климатических стадий, можно определить
климатическую эпоху (холодную или теплую), к которой относятся
палеоландшафты.
Далее, если на спорово-пыльцевой диаграмме зафиксирована
растительность теплой эпохи, можно попытаться выявить ее опти-
мум. Для этого надо найти на диаграмме сочетание пыльцы и спор
наиболее теплолюбивых сообществ и таксонов. Обратная зада-
ча - найти на диаграмме пессимум, то есть середину похолода-
ния, если таковая фиксируется спектрами.
Почему важно выделять на спорово-пыльцевых диаграммах
оптимумы и пессимумы - середины потеплений и похолоданий?
Дело в том, что именно в эти отрезки более ярко проявляется
возрастная индивидуальность ландшафтов каждой теплой или
холодной эпохи. Начало и конец любой эпохи не имеют таких
выраженных возрастных особенностей. Соответственно, для
дальнейших палеогеографических построений важны спорово-
пыльцевые диаграммы, которые отражают динамику раститель-
ного покрова на протяжении двух или нескольких фаз. Желатель-
но, чтобы на диаграмме были хорошо выражены оптимумы или
пессимумы.
192
Палеофлора* Определение относительного возраста климати-
ческих эпох основано на возрастных особенностях растительнос-
ти и флоры этих эпох. Вследствие направленно-ритмического по-
холодания и континентализации климата плейстоцена в северном
полушарии, растительный покров и флора каждого более молодого
климатического ритма имели значительно более холодолюбивый
облик по сравнению с предшествующими ритмами. Например, в
северо-западном Приохотье в эпохи потепления раннего плейсто-
цена росли средне- и южно-таежные лесные формации с богатой
флорой, включающей разнообразные широколиственные породы.
Среднеплейстоценовые теплые эпохи характеризовались уже рас-
пространением средне-таёжных и северо-таежных типов раститель-
ности с обеднённой флорой. В позднем плейстоцене теплые эпохи
были значительно холоднее предыдущих, поэтому в растительном
покрове преобладали северо-таежные леса и мари**, в которых
практически отсутствовали широколиственные таксоны.
Разновозрастные эпохи похолодания также различаются по ха-
рактеру растительного покрова и флоры. В том же северо-западном
Приохотье для раннеплейстоценовых похолоданий были характерны
северотаёжные и даже среднетаежные формации. В среднем плей-
стоцене на протяжении холодных эпох еще сохранялись северо-та-
ежные леса и редколесья. Позднеплейстоценовые похолодания от-
личались крайне суровыми условиями типичных арктических тундр.
Вместе с изменением эколого-ценотических особенностей расти-
тельного покрова на протяжении плейстоцена, существенно менялся
и облик флоры. Из ее состава постепенно с каждой новой волной холо-
да необратимо исчезали наиболее термофильные элементы. Менее
притязательные виды и роды во время похолоданий отступали в ре-
фугиумы (от лат. refugium - убежище) в горах или в более южные
районы на равнинах. С новым потеплением они занимали прежние по-
зиции. Однако после каждого следующего похолодания их оставалось
все меньше. Параллельно с исчезновением термофильных элементов
палеофлора обогащалась более холодолюбивыми бореальными, ги-
* Палеофлора исторически сложившаяся совокупность (списочный со-
став) видов и родов растений, обитавших на определенной территории.
** Мари - заболоченные редкостойные лиственничные леса с участками
кочковатых болот и ерников
193
поарктическими и арктическими видами растений, устойчивых к но-
вым условиям Процесс обострился с наступлением оледенений. Для
каждой новой эпохи потепления складывался только ей присущий об-
лик палеофлоры, наиболее проявлявшийся, естественно, в оптимуме.
То же самое можно сказать и о холодных эпохах.
Особенно ярко возрастные особенности теплых и холодных эпох
отражаются в дендрофлоре, которую можно рассматривать как
визитную карточку той или иной эпохи. Объясняется это тем, что
пыльца деревьев и кустарников значительно увереннее и чаще иден-
тифицируется до рода и даже вида, в то время как большинство
пыльцевых зерен травянистых растений определяются только в
ранге семейства. Именно палеодендрофлористическому анализу
придается большое значение при определении возраста палеолан-
дшафтов и при проведении дальних палеогеографических и стра-
тиграфических корреляций.
Направленное возрастное изменение позднекайназойских флор
прослеживается посредством анализа географических групп родов
и видов деревьев и кустарников, входящих в состав этих флор и
объединённых по типу их современных ареалов. Древние миоцено-
вые флоры в самых разных регионах были наиболее богаты в сис-
тематическом и ареалогическом аспектах. При переходе от древ-
них флор к более молодым, происходило закономерное сокраще-
ние их разнообразия. Известны очень резкие, «скачкообразные»
изменения палеофлор на границе миоцена и плиоцена, плиоцена и
плейстоцена, когда исчезали целые географические группы наибо-
лее термофильных элементов. Одновременно увеличивалась роль
дендроэлементов географических групп с более северными совре-
менными ареалами или группы панголарктических родов.
По данным спорово-пыльцевого анализа позднекайнозойских от-
ложений в верховьях рек Индигирки и Колымы палинофлора плиоце-
на состояла в основном из субтропических и теплолюбивых боре-
альных таксонов, современные ареалы которых находятся в Японии,
на юго-востоке Америки, на юге Евразии, Сибири, в Уссурийском
крае и т. д. И лишь несколько родов и видов растений относились к
более северным и холодолюбивым географическим группам. По-
степенно на протяжении плиоцена и более резко - в плейстоцене про-
исходила трансформация позднекайнозойской флоры. Исчезали наи-
более термофильные субтропические, а затем и южно-бореальные
194
таксоны. Флоры позднеплейстоценовых потеплений представлены
уже только северо-бореальными, субарктическими и арктическими
видами и родами: лиственница даурская, ольховник, береза тощая,
кедровый стланник, плаунок сибирский и др.
Одним из критериев оценки древности ископаемой пали-
нофлоры является доля участия в ней экзотических видов и родов
растений, которая оценивается в процентах от общего числа так-
сонов. Чем выше процент экзотов, тем больше архаичность иско-
паемой палинофлоры, тем древнее ее относительный возраст.
Архаичность палинофлоры чётко проявляется в разнообразии дре-
вовидных пород, принимающих участие в древостое. В хвойно-широ-
колиственных, южнотаёжных и других термофильных лесных форма-
циях эоплейстоцена и раннего неоплейстоцена древостой отличался
значительно большим количеством и разнообразием: несколько экзо-
тических видов елей, сосен, различные широколиственные породы,
тсуги, пихты и т. д. Леса позднего плейстоцена состояли уже всего из
2-5 представителей древесных пород. В умеренных и северных ши-
ротах это были в основном лиственница, сосна, ель, береза, ольха.
В северных районах на протяжении плейстоцена в раститель-
ном покрове происходило направленное сокращение лесных цено-
зов на фоне расширения площадей, занятых сообществами круп-
нокустарниковой тундры. Поэтому в пределах современной тунд-
ры, лесотундры, лиственничных редколесий, северной тайги
древность палинофлоры оценивается по процентному соотношению
жизненных форм растений: чем древнее флора, тем больше в ней
процент древесных форм по отношению к кустарниковым.
Палеоклиматические реконструкции. В основе реконструкции
климатических условий прошлого лежат два главных положения:
• каждому современному зональному типу растительности соот-
ветствуют специфические черты климата,
• экологические рамки существования современных фитоцено-
зов, отдельных видов и родов растений с актуалистических по-
зиций переносятся и на древнюю растительность.
Принцип актуализма при палеоклиматических реконструкциях
используется со значительной долей условности, поскольку в про-
цессе эволюции отдельные растения и целые растительные со-
общества могли приспособиться к изменившимся условия^ оби-
тания.
195
Существует несколько методов и приемов определения палеокли-
матических показателей по палинологическим данным. Среди них широ-
ко известен и широко используется на протяжении нескольких деся-
тилетий ареалогический метод. Он был предложен ещё в 1946 г.
В. Шаффером и в дальнейшем усовершенствован В. П. Гричуком(1989).
Сущность метода заключается в том, что на картах совмещаются совре-
менные ареалы каждого вида или рода растений, входящих в спорово-
пыльцевой спектр. Место пересечения всех ареалов является цент-
ром современной концентрации видов, содержащихся в исследуемой
палинофлоре. Следовательно, показатели современных климатичес-
ких условий территории пересечения ареалов можно использовать для
характеристики палеоклимата геологического отрезка времени,
когда существовала исследуемая ископаемая палинофлора.
Необходимо иметь ввиду, что ареалогический метод определе-
ния палеоклимата наиболее применим для равнинных территорий.
В горных районах на небольшой площади, благодаря высотной по-
ясности, различной экспозиции склонов и т. д. концентрируются
самые разные экотопы. Поэтому применение ареалогического ана-
лиза для реконструкции палеоклиматов в горных районах может
привести к существенным ошибкам.
В. В. Климановым (2002) для реконструкции палеоклиматов раз-
работан метод информационного анализа. В основе метода ле-
жит система распознавания климатов прошлого на основании сопо-
ставления субфоссильных спектров с современными характеристи-
ками климата по каждому району. Пыльца каждой древесной породы
и ее процентное содержание в спектре несет неравнозначную ин-
формацию о растительности и климате. Поэтому определена сте-
пень информативности процентного содержания пыльцевых зерен
разных таксонов. Например, пыльца сосновых мало информативна
из-за завышенного количества пыльцы сосны в спектрах, благодаря
большой продуцирующей способности растения-производителя.
Информативность пыльцы лиственницы значительно выше. К сред-
неинформативным породам для определения климатических харак-
теристик относятся ель, липа, ильм, кедровый стланник.
Для определения отдельных характеристик климата выявлена
степень значимости каждой породы. Например, для реконструк-
ции палеотемпературы июля значимыми приняты такие роды и
виды, как бук, граб, карликовая береза, дуб. К слабо значимым
196
относятся древесные породы, которые имеют очень большой аре-
ал, а пыльца легко переносится ветром.
Палеоклимагические реконструкции производятся по таблицам связи
между пыльцой каждой древесной породы и общего состава спорово-
пыльцевых спектров с климатическими характеристиками - средней
температурой года, июля и января, средней годовой суммой осадков.
Для горных районов Дальнего Востока при реконструкции кли-
матических условий прошлого применяется, главным образом, срав-
нительно-географический и актуалистический подход к решению
проблемы. Самыми осредненными и адекватными зональному типу
растительного покрова оказываются аллювиальные палиноспектры.
В горах с хорошо развитой высотной поясностью и, соответственно,
большой пестротой и контрастностью растительного покрова именно
аллювиальные спектры способны интегрально зафиксировать все раз-
нообразие ландшафтов. Для Дальневосточного региона, от Чукотки
до южного Приморья, собран большой банк данных и выполнена зо-
нальная типизация субфоссильных спектров из современного аллю-
вия. При палеогеографических построениях сходство ископаемых ал-
лювиальных спорово-пыльцевых спектров с субфоссильными спект-
рами из аллювия какого-либо региона Дальнего Востока дает
основание принимать эту территорию в качестве современного ана-
лога для реконструкции палеорастительности и палеоклимата.
Интерпретация ископаемых спорово-пыльцевых спектров непос-
редственно на спорово-пыльцевой диаграмме позволяет реконст-
руировать основные компоненты палеоландшафтов, определяющие
условия литоморфогенеза исследуемого геологического этапа осад-
конакопления: палеорастительность, палеофлору, палеоклимат.
Выявленные палеоландшафты являются основой для дальнейших
палеогеографических и стратиграфических построений в широком
диапазоне: возрастного расчленения рыхлых отложений, климато-
стратиграфии, истории развития рельефа, дальних стратиграфичес-
ких и палеогеографических корреляций, истории становления со-
временной структуры ландшафтов, оценки антропогенной нагруз-
ки на территорию исследования в прошлом и многое другое.
Контрольные вопросы
1. Карпологический анализ при палеогеографических иссле-
дованиях.
2. Диатомовый анализ при палеогеографических исследованиях
197
3. Анализ водных палиноформ
4. Спорово-пыльцевой анализ и области его применения
5. Принципы построения спорово-пыльцевой диаграммы. Фазы
растительности (палинозоны) на спорово-пыльцевой диаграмме
6. Что такое осредненные и локальные спорово-пыльцевые спек-
тры? К каким генетическим типам отложений они относятся?
7. Что такое климатический ритм? Его строение. Климатичес-
кие стадии (фазы)
8. Принципы климатостратиграфии. Архаичность палеофлоры
при определении относительного возраста климатического ритма
9. Факторы, влияющие на формироваие спорово-пыльцевых
спектров
ЛИТЕРАТУРА
Основная
Болиховская Н. С. Эволюция лессово-почвенной формации Северной Ев-
разии. -М.: Изд-во Моск, ун-та. 1995.288 с.
Гричук В. П История флоры и растительности Русской равнины в плейсто-
цене. -М.: Наука, 1989.182 с.
Каревская И. А. Спорово-пыльцевой анализ при палеогеографических и гео-
морфологических исследованиях. -М.: Изд-во Моск, ун-та, 1999.113 с.
Марков К К, Величко А. А. Четвертичный период. -М.: Изд-во Моск, ун-
та, 1967. Т. 3.440 с.
Палеопалинология.-Л.: Недра, 1966. Т. 1. 351 с.
Полякова Е. И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. - М.: На-
учный мир, 1997.146 с.
Дополнительная
Гричук М. П., Карташова Г Г, Каревская И. А., Махова Ю. В., Малае-
ва Е. М. Состав пыльцы и спор в различных современных осадках Вос-
точной Сибири и Дальнего Востока СССР // Материалы III Междун.
палинологической конф. - Новосибирск: АН СССР, 1973. С. 77-82.
Климанов В. А. Изменение климата Северной Евразии в позднеледниковье
и голоцене и его естественное развитие // Пути эволюционной геогра-
фии. -М.: ИГРАН, 2002. С. 240-252.
Полякова Е. И. Диатомовый анализ // Методы палеогеографических рекон-
струкций. -М.: Изд-во Моск, ун-та, 2010. С. 126-160
Полякова Е. И., Клювиткина Т. С., Новичкова Е. И. Анализ водных пали-
номорф // Методы палеогеографических реконструкций. - М.: Изд-во
Моск, ун-та, 2010. С. 103-125.
198
СОДЕРЖАНИЕ
ПРЕДИСЛОВИЕ (И. А. Каревская, А. В. Панин) .... ............................. 3
ВВЕДЕНИЕ Сопряженный анализ новейших отложений
(И. С. Воскресенский) ......................................................... ................... 6
Часть! ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЕ! 13
Глава L Комплексный литологический анализ
(Е. Д. Шеремецкая, В. А. Алексеева) ........................................................ 13
1.1. Анализ физико-механических свойств осадка....................18
1.2. Текстурный анализ............................................21
1.3. Гранулометрический анализ....................................33
1.4. Комплексный анализ крупных обломков..........................52
1.4.1. Петрографический анализ.................................52
1.4.2. Морфология и морфоскопия................................55
1.4.3. Анализ ориентировки.....................................62
1.5. Комплексный минералогический анализ..........................65
1.5.1. Общие сведения о минералах..............................66
1.5.2. Анализ терригенных минералов............................68
1.5.3. Морфоскопия песчаных зерен..............................78
1.5.4. Анализ аутигенных минералов........................... 85
1.5.5. Анализ шлифов с ненарушенной структурой и текстурой 86
1.5.6. Изучение минералов глинистой фракции....................87
Глава 2. Изотопно-кислородный метод (С. Д. Николаев) ...................... 99
Глава 3. Палеомагнитный и магнитный методы (В. А. Большаков) 110
Часть! ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ.....................................121
Глава 4. Палеофаунистические методы (Т А. Янина).....................121
4.1. Малакофаунистический анализ............................... 122
4.1.1. Морские моллюски.......................................123
4.1.2. Солоноватоводные моллюски..............................124
4.1.3. Пресноводные моллюски..................................126
4.1.4. Наземные моллюски......................................127
4.2. Анализ морской микрофауны ....................................................... 128
4.2.1. Фораминиферы...........................................128
4.2.2. Остракоды..............................................130
4.3. Анализ фауны млекопитающих..................................131
4.3.1. Крупные млекопитающие..................................131
4.3.2. Мелкие млекопитающие...................................133
199
Глава 5. Палеоботанические методы (И. А. Каревская)...................137
5.1. Палеокарпологический анализ..................................138
5.2. Диатомовый анализ............................................140
5.3. Анализ водных палиноморф.....................................146
5.4. Спорово-пыльцевой анализ.....................................149
5.4.1. Факторы, влияющие на формирование
спорово-пыльцевых спектров......................................153
5.4.2. Формирование спорово-пыльцевых спектров
в осадках разного генезиса.................................... 157
5.4.3. Основные этапы проведения спорово-пыльцевого анализа
рыхлых отложений ................................................................ 167
5.4.5. Интерпретация ископаемых спорово-пыльцевых спектров 179
Учебное издание
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Реконструкция палеогеографических
событии и этапов
Под редакцией
И. А. Каревской, А. В. Панина
Редактор В. А. Стряпчий
Верстка Т. Г. Левчич
Корректор Л. С. Горюнова
Подписано в печать 15.05.2012. Формат 60x90/16. Печать РИЗО.
Усл. печ. л. 12,5. Тираж 200 экз. Заказ № 1048.
Отпечатано в Полиграфическом отделе географического факультета.
119991, Москва, Ленинские горы, МГУ им. М. В. Ломоносова географический
факультет.