Версия для печати

1.2. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ

1.2.1. ГИПЕРГЕННЫЙ КЛАСС

Гипергенный класс включает в себя топографически несмещенные продукты выветривания и метасоматоза, сформированные в зоне гипергенеза, расположенной на границе атмосферы и литосферы. В нем выделяются три генетических ряда: элювиальный, иллювиальный и экзогидротермальный.

1.2.1.1. Элювиальный ряд

К образованиям элювиального ряда относятся два генетических типа – элювиальный и почвенный.

1.2.1.1.1. Элювиальные образования (элювий). Элювий представляет собой оставшиеся на месте продукты выветривания. Диагностические признаки его - постепенный переход в не измененную выветриванием коренную породу, наследование текстурно-структурных признаков материнского субстрата, определенная организация вертикального профиля, отсутствие принесенного извне материала седиментационной слоистости. Степень преобразования материнских пород и мощность элювия зависят от климатических факторов, литологии пород, продолжительности воздействия гипергенных процессов. По этому признаку («зрелости») различают примитивные, слаборазвитые и развитые коры выветривания [Черняховский, 1991]. Основные процессы элювиирования сводятся к механогенным (криогенным, инсоляционным) и химическим, что лежит в основе выделения соответствующих типовых разновидностей элювия (табл. 4).

Криогенный элювий.На территории России, расположенной в основном в субарктическом и умеренном поясах с широким развитием многолетней мерзлоты (около 60 % всей суши), экспансия которой в холодные этапы квартера была значительной (особенно в позднем вюрме, когда она достигала южных границ страны), криогенный элювий был наиболее широко распространен. Формирование его связано с объемно-градиентными напряжениями в породе, вызванными частыми переходами температур через точку замерзания воды, приводящими к механической дезинтеграции исходного субстрата. По степени «зрелости» криогенный элювий относится к примитивным корам выветривания. Он отличается малой изменчивостью минерального состава материнских пород, небольшой мощностью, близкой к

глубине сезонного оттаивания. С криогенными процессами (морозным пучением), приводящими к вымораживанию, перемещению к дневной поверхности грубообломочного материала, связана специфическая зональность этих кор выветривания, характеризующаяся наличием верхнего грубообломочного горизонта, отделенного от нижней грубообломочной зоны дезинтегрированных коренных пород зоной щебнисто-дресвяного материала с мелкозернистым заполнителем. Другими особенностями криогенного элювия являются его льдистость и накопление в нем алевритовых частиц (0,01-0,05 мм), обусловленные предельными размерами криогенного механизма дезинтеграции коренного субстрата. Особенно интенсивно этот процесс развивается на поверхности нелитифицированных пород. В пределах северных равнинных территорий пылеватый элювий «облессования» нередко образует плащеобразные покровы мощностью до 3-5 м [Чистяков, Макарова, Макаров, 2000]. На Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформенных равнинах он часто образует парагенезы с делювием и солифлюксием.

В горных регионах криогенный элювий, как правило, грубообломочный по составу, фрагментарно развит на останцах древних водораздельных поверхностей выравнивания, где нередко обнаруживает тесную фациальную связь с солифлюксием и десерпцием.

Термогенный элювий, характерный для экстрааридных и нивальных ландшафтов с континентальным климатом и непромывным типом режима увлажнения, имеет сравнительно ограниченное развитие на территории России. Образование его связано с температурным (инсоляционным) выветриванием, в процессе которого под воздействием теплового расширения и сжатия минеральных компонентов породы происходит ее механическая дезинтеграция [Шанцер, 1980]. Наиболее активно инсоляционное выветривание протекает в обстановке резких амплитуд суточных температур на не защищенной растительностью поверхности горных пород. При этом одновременно проявляются механические напряжения двух типов. Напряжение первого типа, возникающее вследствие неравномерного изменения объема разных частей коренного субстрата вследствие градиента температур поверхностных и более глубоких горизонтов выветривающихся пород, приводит к образованию щебнистого элювия с предельным размером обломков до одного или нескольких сантиметров. Напряжения второго типа, обусловленные резкими различиями теплопроводности, коэффициентов теплового расширения-сжатия и анизотропии тепловых свойств минералов, наиболее активно проявляются в крупнозернистых породах неоднородного минерального состава, например в гранитах.

При этом размер элювиальных обломков может достигать сотых долей миллиметра. Таким образом, в целом в составе инсоляционного элювия участвуют щебнистая и мелкоземистая фракции - тонкопесчанистая и алевритовая [Шанцер, 1980].

Хемогенный элювий, формирующийся наиболее активно в обстановке тропического и субтропического климата при достаточном количестве осадков, в целом ограниченно участвует в строении четвертичного покрова России. Широкое площадное развитие этих кор выветривания завершилось в основном в палеогене-неогене. Интенсивно протекающие процессы химического, биохимического выветривания существенным образом видоизменяют коренные породы и создают закономерно построенный профиль коры выветривания с характерной вертикальной зональностью. В полнопрофильных корах выветривания присутствуют три зоны, связанные постепенными переходами, отражающие стадийный характер геохимического преобразования породы. Первая снизу зона дезинтеграции (сапролита) характеризуется уменьшением вверх по разрезу обломочности, нарастанием глинизации, начальным преобразованием минерального и химического состава исходной породы. Во второй зоне (литомаржа) происходит извлечение щелочных и щелочноземельных элементов, главным образом Са и Na, и завершается полное замещение породообразующих минералов глинистыми, обычно мономиктового состава. Вид глинистых минералов в значительной мере определяется конкретными фациальными условиями и составом пород субстрата. В зависимости того, какие гипергенные глинистые минералы завершают формирование профиля коры выветривания, он может быть назван каолинитовым, гидрослюдистым или монтмориллонитовым. В зоне литомаржа наиболее отчетливо проявляются реликтовые текстурно-структурные признаки материнских пород. Формирование верхней зоны (оксидов и гидрооксидов) полнопрофильных кор связано с разрушением глинистых минералов зоны литомаржа и возникновением уплотненных алюможелезистых (охры, латериты), кремнистожелезистых (кираса) горизонтов. С высвобождающимися при выветривании гидроокислами железа связана преобладающая красноцветная и буроцветная окраска хемогенного элювия. Мощность хемогенных кор выветривания измеряется несколькими десятками метров.

В квартере химическое выветривание проявлялось в основном ограниченно в оптимальные климатические эпохи эоплейстоцена, когда сформировались буроцветные маломощные (первые метры) глинистые, глинисто-дресвяные коры монтмориллонит-гидрослюдистого состава.

1.2.1.1.2. Почвенные образования. Почвы, как самостоятельный генетический тип континентальных гипергенных образований, был выделен Е.В. Шанцером (1948). Почвы формируются в верхней части элювиальной коры выветривания. Они тесно связаны со всем ее профилем и вместе с тем существенно отличаются от подпочвенных горизонтов элювия. В почве протекают сложнейшие специфические биологические и ­биохимические процессы, превращающие ее в высоко-динамическую геобиологическую систему, чутко реагирующую на изменения внешней физико-географической среды, вследствие чего ископаемые почвы служат одним из наиболее надежных палеогеографических индикаторов. Главной особенностью почв является происходящий в них биологический круговорот веществ, заключающийся в извлечении растениями из минерального почвенного субстрата необходимых элементов и обратного возвращении их в почву при последующем разложении. При этом происходит обогащение почв гумусом, способствующее жизнедеятельности многочисленных разнообразных микроорганизмов. В процессе почвообразования участвуют также многие беспозвоночные (черви, личинки насекомых и др.), мелкие роющие млекопитающие [Чистяков, Макарова, Макаров, 2000].

Классификация почв чрезвычайно сложна и неоднозначна. В целом она базируется на анализе широкого комплекса свойств почв, включая процессы и режимы почвообразования, обусловленные биологическими, климатическими и гидрологическими факторами. В целом все они подразделяются на два основных подтипа – автоморфные и гидроморфные почвы.

Автоморфные почвыобразуются в условиях, когда зеркало грунтовых вод и зона их капиллярного поднятия располагаются ниже зоны почвообразования. В условиях промывного режима атмосферными осадками формируется профиль таких почв, состоящий из двух основных горизонтов: верхнего элювиального (или горизонта вымывания) А, характеризующегося преимущественно выносом вещества (подразделяющегося на перегнойно-аккумулятивный слой А_о и гумусовый подгоризонт А₁) и нижнего иллювиального (горизонта вмывания) В, в котором накапливаются вещества, вынесенные из верхних частей почвы. Ниже располагается горизонт С (подпочва), представляющий собой слабоизмененную материнскую породу. К автоморфным относится большинство почв, из которых наибольшим плодородием отличается чернозем. Они в целом являются зональными по своей природе и очень разнообразны (табл. 4).

Гидроморфные почвыформируются в зоне капиллярного поднятии, залегают близко к поверхности грунтовых вод. Вследствие постоянной

увлажненности затруднены нисходящая миграция растворов и проникновение свободного кислорода. Разлагаясь в такой обстановке органическое вещество приводит к установлению восстановительной среды. Гидроморфные почвы, приуроченные к плоходренируемым переувлажненным участкам рельефа, являются интразональными. Среди них выделяются болотные (торфяно-глеевые) почвы, распространенные в основном в зонах тайги и лесотундры, а также солончаки и солонцы, образующиеся в пустынно-степных ландшафтах с близким залеганием к поверхности засоленных грунтовых вод.

В различных по генезису континентальных образованиях квартерев разрезах нередко присутствуют погребенные (ископаемые) почвы, выпавшие из сферы биологического круговорота вещества. Они характеризуются меньшим содержанием гумуса, вследствие его разрушения, и нередко изменены различными наложенными процессами, в т. ч. связанными с грунтовыми водами, затрудняющими диагностику почв. Вследствие эрозии, денудации иногда сохраняется только часть почвенного профиля. Наряду с единичными погребенными почвами весьма распространены педокомплексы, представляющие собой сложно построенные комплексы из сближенных почв, образующиеся при сближенной во времени неоднократной смене осадконакопления и почвообразования. Погребенные почвы разного типа, от субтропических красноземов до подзолистых и тундровых, и их педокомплексы являются неотъемлемыми элементами лессовых формаций. В наиболее полных на территории СНГ лессово-почвенных разрезах Южного Таджикистана выявлено около 10-12 палеопочв в верхнеплиоценовой части разреза, около 30 - в эоплейстоценовой и 10 педокомплексов в неоплейстоценовой [Додонов, 2001]. Изучение этих объектов чрезвычайно важно для целей климатостратиграфии и палеогеографических реконструкций.

1.2.1.2. Иллювиальный ряд

Этот генетический ряд представлен одним генетическим типом - иллювием (инфильтрационной корой), формирование которого в отличие от элювия связано не с выветриванием, а с процессами гипергенного метасоматоза [Изучение и картирование зон гипергенеза, 1995].

1.2.1.2.1. Иллювиальные образования (иллювий). Иллювий образуется в зоне гипергенеза там, где происходит боковой подток по минерализованным водоносным горизонтам и подъем капиллярных вод. При этом имеет место замещение минералов субстрата вновь привнесенными компонентами. В зависимости от состава инфильтрующегося

раствора, его физико-химических параметров, климатических, геоморфологических обстановок, литологии приповерхностных образований, продолжительности процесса, состав и мощность инфильтрационных кор изменяются в широких пределах. В целом эти коры наиболее типичны для аридной и субаридных природных зон.

Среди инфильтрационных кор наиболее распространены карбонатные (каличе), кремнистые (силькреты) и сульфатные (гажа).

Карбонатные коры (каличе) образуются в основном в результате поверхностного испарения грунтовых вод, богатых бикарбонатами кальция и магния, в процессе которого происходит заполнение карбонатами порового пространства и метасоматическое замещение ими терригенных и глинистых частиц. Наиболее часто карбонатный иллювий мощностью от полуметра до нескольких метров встречается в песчано-гравийных отложениях пустынь и полупустынь, а также в разрезах аридных карбонатных красноцветных формаций, где он приурочен к стратиграфическим уровням, соответствующим перерывам в осадконакоплении [Изучение и картирование зон гипергенеза, 1995]. Менее распространены маломощные (не более одного метра) карбонатные коры, представляющие собой иллювиальные горизонты аридных почв саванного типа, приуроченных к нижней (позднеплиоценранненеоплейстоценовой) части разреза лессовой формации южной территории Евразии.

Кремнистые коры (силькреты) мощностью до 5-15 м образуются при выпадении кремнистых гелей из поднимающихся по капиллярной вод в аридных и семиаридных областях, характеризующихся выровненным рельефом. Представлен кремнезем халцедоном, опалом и частично кристаллическим кварцем [Изучение и картирование зон гипергенеза, 1995]. Связаны силькреты как с древними почвами, так и с хорошо проницаемыми терригенными отложениями. Наиболее широкое развитие процессы окременения получили в палеоценэоценовую эпоху корообразования.

Сульфатные коры (гажа) представляют собой пласты существенно глинистых, обычно рыхлых пород, содержащих значительное количество комковатого гипса, примесь карбонатов и воднорастворимых солей магния, натрия и калия. Термин «гажа» применяется к наиболее насыщенным гипсом горизонтам сульфатной коры [Изучение и картирование зон гипергенеза, 1995]. Образование сульфатного иллювия связано с привносом грунтовыми водами солей сернокислого кальция и выпадением их при капиллярном подъеме на испарительных барьерах. Сульфатный иллювий мощностью до нескольких метров наиболее характерен для глинистых отложений пустынь и полупустынь.

1.2.1.3. Экзогидротермальный ряд

В составе этого генетического ряда гипергенного класса, как и в иллювиальном, выделяется один генетический тип — экзогидротермальный.

1.2.1.3.1. Экзогидротермальные образования (экзогидротермалит). Возникновение этих образований (известных в литературе также как вулканический элювий, фумарольно-сольфатарная кора, гидротермальная кора) связано с переработкой в зоне гипергенеза гидротермами и фумаролами пород вулканической постройки и осадочных образований в пределах гидротермальной проницаемости. Обычно выделяют две группы гидротермальных растворов, под воздействием которых осуществляется приповерхностный гидротермальный метасоматоз: 1) собственно гидротермальная группа высокотемпературная с нейтральной либо слабощелочной реакцией растворов, вызывающих пилитизацию субстрата и 2) экзогидротермальная с растворами более низкотемпературными, насыщенными кислородом, обусловливающими развитие процессов кислотного выщелачивания и гидролиза [Изучение и картирование зон гипергенеза, 1995]. Соответственно в нижних горизонтах кор этого типа образуются глинистые минералы группы монтмориллонита в парагенезе с карбонатами, силикатами, кремнеземом, а в верхних - минералы группы каолинита, а также алунита, опала, тридимита.

Фумарольно-сольфатарные (гидротермальные) коры существенно отличаются от элювия по происхождению, строению и составу [Фролов, 1984]. Движение флюидов в основном идет снизу вверх, т. е. противоположно нисходящему току воды и газов при экзогенном выветривании, чем обусловлена иная зональность метасоматоза и преимущественно линейная субвертикальная (крутонаклонная) форма геологических тел, располагающихся вдоль проницаемых зон. Особенно значительны различия в минеральном составе. В типичном экзогенном элювии нет закисных минералов, разнообразных сульфатов, опалитов, характерных для гидротермальных кор. Вместе с тем для тех и других гипергенных образований имеется общая группа глинистых минералов.

На территории суши России четвертичные гидротермальные коры распространены в основном на Камчатке - области активного молодого вулканизма.

1.2.2. СЕДИМЕНТОГЕННЫЙ КЛАСС

Этот класс является основным в генетической классификации четвертичных образований. Он включает в себя несколько генетических

рядов: гравитационный, водный, субтерральный, ледниковый и аэральный (ветровой). К нему в значительной мере условно отнесен лессовый ряд, отложения которого по механизму своего формирования, сочетающему процессы седиментации (накопление алевритоглинистого мелкозема) и гипергенеза (облессование), занимают в классификационной таблице промежуточное (пограничное) положение между гипергенным и седиментогенным классами.

1.2.2.1. Лессовый (гипергенно-седиментогенный) ряд

Лессовый ряд представлен одним генетическим типом – лессоидом. Вследствие сложности этих образований, неоднозначного подхода к определению понятий «лесс», «лессовая порода», «лессовидные отложения», «лессовые отложения» у специалистов в области инженерной геологии, четвертичной геологии, почвоведения рассматриваемые образования, как правило (за исключением работы А. И. Гайгаласа и В.И. Ярцева, 1992), не включались в генетические классификации, хотя они давно являются объектом геологического картирования, отображаемым на картах четвертичных образований, так же как и другие генетические категории. Специфика рассматриваемых образований заключается в том, что они представляют собой одновременно и горную породу с определенными свойствами, и природное тело с более сложной организацией, находящееся в функциональной связи с окружающей средой [Кригер, 1984]. Эта двойственность и является одной из главных причин существующих разногласий в вопросах их терминологии и классификации.

1.2.2.1.1. Лессовые отложения (лессоиды). Большинство исследователей под лессовыми отложениями (породами) понимает объединенные в одну группу типичные лессы и лессовидные осадки. К первым из них относятся отложения палевой, палево-серой окраски неслоистые, сильно пористые (40-55 %), карбонатные (5-30 %), преимущественно (30-55 %) крупноалевритового (0,05-0,01) состава, структурированные (структура коагуляционно-цементационного типа), обладающие вертикальной отдельностью, просадочностью и покровным залеганием. Просадочные отложения, характеризующиеся частью этих признаков, относятся к лессовидным. Характерным элементом лессовых толщ является присутствие в них ископаемых почв, фиксирующих перерывы в лессовой седиментации, или резкое замедление скорости нако­пления мелкозема.

Лессовые отложения, имеющие преимущественно четвертичный возраст, установлены практически на всех континентах. Наиболее

широко они развиты в Евразии. На территории России в основном распространены в Предкавказье, на юге Русской и Западно-Сибирской равнин. Относительно небольшие площади лессовых отложений имеются в Центральноякутской впадине, низменных северных равнинах побережий морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. В целом в направлении с юга на север сокращается мощность лессовых толщ (от 100-200 до 20-30 м), количество типологических признаков и ископаемых почв, возрастной диапазон (от верхнего плиоцена-квартера до верхнего неоплейстоцена), уменьшается просадочность. Крайним членом лессовой формации являются льдистые едомы субарктической и арктической зон, обстоятельно описанные в работах С.В. Томирдиаро (1980). Наиболее типичные и мощные (более 200 м) эоловые лессы, распространенные в Центральной и Средней Азии, Китае, пространственно связанные с песчаными пустынями, начали формироваться около 2 млн. лет назад.

Единой общепризнанной теории лессообразования до сих пор не разработано. В целом в этом процессе выделяют две составляющие - седиментационную (перенос и отложение мелкозема в северных и умеренных широтах главным образом криоэлювиального происхождения) и гипергенную (преимущественно сингенетическое облессование мелкозема, формирующее типологические свойства лессовой породы). Основной транспортирующий агент - эоловый (ветровой), проявлению которого способствовали природные условия перигляциальных обстановок седиментации (криоаридный климат, разреженный растительный покров и др.). При накоплении типичных лессов отложенный ветром мелкозем практически оставался на месте, в отличие от лессовидных осадков, при формировании которых мелкозем подвергался переотложению другими процессами - плоскостным смывом, русловым стоком и др., вследствие чего лессовидные образования практически в большинстве случаев являются полигенетическими.

В целом характер седиментационных процессов контролировался палеогеографической зональностью. В северных районах Сибири лессонакопление происходило в более субаквальных условиях, связанных с неглубоким сезонным протаиванием полигонов с мощными жильными льдами, над которыми периодически возникали эмбриональные термокарстовые эфемерные озерки с болотными осадками, образующими парагенез с лессовыми отложениями.

Относительно механизма гипергенного облессования, превращающего исходный мелкозем независимо от его генезиса в единый генетический тип отложений лессоид, существуют различные гипотезы. Одни исследователи главную роль в этом гипергенезе отводят педогенезу,

другие различным физико-химическим (непочвенным) процессам, в т. ч. криогенным. Поскольку облессование происходило в поверхностной зоне литосферы выше уровня грунтовых вод и преимущественно (на территории России) в областях развития многолетней или сезонной мерзлоты, в нем участвовали и те, и другие процессы, с которыми связаны такие свойства лессовых отложений, как агрегированность, карбонатность, макропористость, образование вертикальных трубчатых макропор. В целом же в различающихся физико-географических обстановках облессование происходило неодинаково, с чем в значительной мере связаны региональные особенности лессоидов (физико-механические свойства, вещественный состав и др.). В южных регионах ведущую роль в лессовом гипергенезе играли почвенные процессы, а в северных - криогенные. Так не менее, даже в лессоидах «едомного» типа субарктической зоны установлены бесспорные следы криоаридного педогенеза, позволяющие рассматривать их в качестве своеобразных криопедолитов [Губин, 1996].

В настоящее время наиболее исследован, в т. ч. экспериментально, механизм просадочности лессовых пород - важнейшего их инженерно-геологического качества, заключающегося в способности лессоидов уменьшать свой объем при увлажнении. Эти данные обобщены в монографии В.Т. Трофимова (1999), из которой следует, что просадочность даже в одном разрезе лессовой толщи может иметь неодинаковое происхождение (сингенетическое, эпигенетическое) и быть связанной с различными механизмами, в т. ч. накладывающимися друг на друга. В основном механизмы формирования просадочности лессовых пород группируются, по В.Т. Трофимову (1999), в два класса – недоуплотнительные гидратационно-дегидратационной природы и разуплотнительные с участием криогенных факторов.

1.2.2.2. Гравитационный ряд

Первым этапом переноса продуктов гипергенеза является склоновая денудация, в процессе которой продукты разрушения коренных пород перемещаются под воздействием собственного веса без участия или при незначительном участии других факторов вниз по склонам к их подножию. В зависимости от конкретных, резко различающихся по физической природе механизмов смещения выделяются четыре генетических типа гравитационных образований: коллювиальный, оползневый, десерпционный и солифлюкционный (табл. 4).

1.2.2.2.1. Коллювиальные отложения (коллювий). Коллювиальные образования включают три генетических подтипа - обвальный (дерупций),

сейсмообвальный (сейсмодерупций) и осыпной (десперсий), различающиеся динамикой седиментогенеза.

Дерупцийобразуется в результате обрушения более или менее крупных масс горных пород, сопровождающегося их опрокидыванием и дроблением. Обвалы возникают на склонах крутизной более 45-50°, чаще всего представляющих собой эрозионные обрывы, тектонические уступы, крутые склоны кальдер вулканических построек, карстовых провалов, нередко они происходят также в строительных котлованах и карьерах. Наиболее часто обвалы связаны с повышенной трещиноватостью пород, подмывом склонов, избыточным увлажнением пород дождевыми и талыми водами. В результате обрушения на склоне формируется субвертикальная ниша срыва, а у его подножия - скопление несортированного неокатанного смещенного материала с беспорядочно холмистым рельефом, напоминающим ледниковый. Основное отличие дерупция от транзитных («зрелых») морен заключается в его исключительно однородном вещественном составе, а от локальных (местных) морен связью последних с близко расположенными ледниковыми карами и цирками (в отличие от обвальных масс, пространственно связанных с нишами, карнизами обрушения).

Сейсмодерупцийсвязан с вызываемыми землетрясениями сейсмообвалами, нередко имеющими катастрофический характер. Эти образования распространены практически во всех горных регионах, кализуясь в зонах сейсмоактивных разломов. Вследствие изначального большого энергетического потенциала, сейсмодерупций характеризуется повышенной мощностью, нередко измеряемой сотнями метров, и более дальним перемещением от мест отрыва по сравнению с обычным коллювием. Крупнейший на территории СНГ Команский сейсмообвал был описан К.В. Курдюковым (1964) в Алтайской долине. Сорвавшиеся с северного склона Заалайского хребта в районе пика Дзержинского (6713 м) обвальные массы объемом 4 – 5 км³ пересекли Алайскую долину и, пройдя путь около 30 км, достигли южного подножия Алайского хребта. Не менее известен гигантский Усойский сейсмообвал на Памире, перегородивший в 1911 г. насыпной плотиной объемом около 7 млрд. т и высотой 740 м долину р. Мургаб, в результате чего возникло Сарезское озеро площадью 86,5 км² и глубиной 505 м. Вещественный состав сейсмодерупция, связанного с крупнейшими сейсмообвалами, дифференцируется на основную массу (матрикс) в виде бесструктурного «мусорного», местами порошкообразного мелкозема и включенного в него хаотично распределенного неокатанного обломочного материала различной размерности (от дресвы до крупных глыб), имеющего следы механической и тектонической

переработки (катаклаз, зеркала скольжения и др.). Окраска нередко пятнистая, в значительной мере обусловленная составом развитых в зоне отрыва обвала пород. Рельеф сейсмообвальных масс беспорядочно бугристый, бугры обычно конусовидные, иногда с выжатыми на вершинах в результате сейсмовибрации крупными глыбами.

Десперсий, в отличие от дерупция, накапливается постепенно по мере поступления продуктов физического выветривания и их перемещения вниз по склонам под действием гравитации. Эти отложения распространены значительно шире, чем обвальные, и являются типичным элементом незакрепленных растительностью горных склонов крутизной не менее угла естественного откоса, составляющего 35-37° и более для крупно- и среднеобломочного материала и 30-32° для мелкообломочного. «Живые» осыпи характерны для склонов круче 65°, относительно подвижные - для склонов с крутизной 45-65°. Осыпной материал образует линейные потоки, отдельные конусы или же сомкнутые шлейфы у подножий склонов. Важной особенностью десперсия является связь с составом продуцирующих его коренных пород. Массивные кристаллические породы питают крупнообломочные (глыбовые) осыпи; менее прочные, в основном осадочные породы – среднеобломочные (щебнистые) и мелкообломочные (дресвяные). Многократность осыпания и дифференциация обломков, обусловленная различной, в зависимости от их размеров (массы), инерцией движения, создает грубую гравитационную наклонную слоистость, близкую к углам естественного откоса.

Десперсий в условиях изменяющейся крутизны склонов образует парагенезы с дерупцием, делювием, солифлюксием, десерпцием.

1.2.2.2.2.Оползневые отложения (деляпсий). Образование деляпсия связано со скользящим смещением масс горных пород на склонах под действием силы тяжести и обычно при участии поверхностных и подземных вод. Эти отложения распространены повсеместно как на равнинах, так и в горных регионах, будучи приуроченными к склонам долин, оврагов, балок, берегам морей, искусственным выемкам. В ряде случаев оползневые явления имеют катастрофический характер.

Благоприятными условиями для их развития являются наличие глинистых пород, падение пластов в сторону склона, выход подземных вод. Основные элементы оползня - оползневое тело, поверхность скольжения (чаще вогнутой формы) и бровка срыва. В оползневом теле нередко различают верхнюю (деляпсивную) часть, представленную смещенными, но практически не измененными коренными породами склона, и нижнюю (детрузивную), сложенную теми же породами, но раздробленными, перемятыми, нередко с валом выпучивания на конце

Оползневые массы характеризуются обычно бугристо-западинным, бугристо-грядовым рельефом, а при наличии древесного растительного покрова - «пьяным лесом».

В настоящее время существуют многочисленные классификации оползней, базирующиеся на различных признаках. В целом они объединяются по особенностям геодинамики в две большие группы: скольжения и течения, с которыми связано образование соответствующих генетических подтипов оползневых отложений: либроделяпсия и флювиоделяпсия (табл. 4).

Либроделяпсийпродуцируется наиболее распространенными в горах оползнями скольжения, развивающимися на скальных и полускальных породах. Для них характерны блоковое строение и преимущественно хрупкий тип оползневых деформаций. Среди оползней скольжения различают консеквентные, со смещением блоков по контакту моноклинально залегающих пород, и инсекветные, секущие слои, смещение которых происходит по ослабленным, чаще всего тектоническим зонам.

Флювиоделяпсийсвязан с оползнями течения, более характерными для равнинных территорий с широко распространенными рыхлыми отложениями. В горных регионах они проявляются локально в местах развития делювия, лессоидов и других по генезису глинистых осадков. Типичной особенностью оползней этого типа является полная или частичная потеря первичной структуры пород в транзитной зоне вследствие изменения их влажности. Перемещение глинистых пород происходит в виде вязкопластического течения. В отличие от оползней скольжения рассматриваемые оползни характеризуются обычно небольшими размерами, кратковременностью развития, нередко глетчеровидной в плане формой, а также специфическим флюидальным рельефом в виде поперечных к направлению движения изогнутых валов и гряд. В областях развития многолетнемерзлых пород оползневый процесс усложняется и приобретает нередко характер солифлюкции.

Сейсмоделяпсий, формирующийся оползневыми процессами, инициированными землетрясениями, распространен преимущественно в горах в зонах сейсмоактивных разломов, где он нередко пространственно связан с сейсмодерупцием. По особенностям механизма смещения сейсмооползни в основном относятся к блоковым инсекветным, хотя в семиаридных предгорьях с широким развитием лессовых отложений сейсмические толчки часто вызывают массовое образование оползней течения, приобретающих иногда катастрофический характер и вызывающих возникновение селевых потоков.

1.2.2.2.3. Дессерпционные отложения (десерпций). Выделенный впервые Б.В. Рыжовым (1966) в качестве самостоятельного генетического типа десерпций представляет собой отложения, связанные с процессом медленного массового движения несвязного обломочного материала на склонах крутизной менее угла естественного откоса (30-35°) под воздействием гравитации в результате многократного изменения объема обломков, вызванного периодически повторяющимися промерзанием-протаиванием (криогенная десерпция), изменением температуры (термогенная десерпция) и влажности (гидрогенная де­серпция). Смещение на более низкий гипсометрический уровень происходит при этом в результате расширения обломков, направленном перпендикулярно к склону, и их последующей садки - вниз по вертикали. Поэтому при прочих равных условиях на крутых склонах активность десерпции возрастает. Несмотря на медленное развитие десерпционных процессов, последние чрезвычайно широко распространены в разных географических зонах и являются наиболее универсальной ­формой склоновой денудации. Благоприятствует десерпции наличие скальных и полускальных пород коренного субстрата, хотя процесс имеет место и на рыхлых отложениях. Минимальные углы наклона склонов, обеспечивающих десерпцию, составляют 5-10°, оптимальные – 15-25°. На скальных породах десерпций представлен в основном грубообломочным щебнисто-глыбовым материалом с примесью супесчано-суглинистого мелкозема мощностью до 1-2, реже до 35 м. Размеры обломков, их форма существенно зависят от состава коренных пород. В результате процессов суффозии имеет место обогащение приподошвенных слоев десерпция пылеватым материалом. Скорость движения десерпция, зависящая от многих причин (крутизны склонов и его морфологии, строения геологического субстрата, увлажнения, льдистости, вещественного состава самого десерпция), как правило, неравномерная и изменяется в пределах от нескольких мм/год до нескольких см/год (изредка десятков сантиметров в год).

В зависимости от специфики десерпционного процесса в составе десерпция выделяются три генетических подтипа - криогенный, термогенный и гидрогенный (табл. 4).

Криогенный десерпций на территории России в связи с ее географическим положением и широким развитием многолетней мерзлоты имеет преимущественное распространение. Он участвует в строении чехла склоновых отложений практически всех горных регионов как в гольцовой, так и горнотаежной зонах. Характерной особенностью его является льдистость и вертикальная (морозная) диференциация обломочного материала по крупности, выражающаяся в сосредоточении

наиболее крупных обломков глыбовой размерности в верхней части разреза и обогащении мелкоземом нижних слоев [Тюрин, Романовский, Полтев, 1982]. Мощность криодесерпция, лимитируемая глубиной сезонного протаивания, не превышает 1-2 м. В горах Сибири эти образования, занимающие от 30 до 50 % поверхности склонов, часто описываются как курумы. По особенностям площадного распространения, обусловленного рельефом и геологическим строением склонов, выделяются линейные или потоковые («каменные реки») и покровные («каменные моря») разновидности курумов. Существуют и более детальные классификации, основанные на таком же принципе [Тюрин, Романовский, Полтев, 1982], предусматривающие выделение линейных, сетчатых, пятнистых, покровных, шлейфовидных курумов.

От других склоновых образований криодесерпций отличается довольно четко: от коллювия - развитием на склонах крутизной менее угла естественного откоса, от делювия - значительно более грубым вещественным составом, отсутствием слоистости, формой залегания, от солифлюксия - другим механизмом образования, отсутствием специфического натечного микрорельефа. Вместе с тем, именно с этими отложениями десерпций часто образует парагенезы. Переход десерпция в коллювий происходит при увеличении крутизны склонов (более 30-35°), в солифлюксий - при достаточном накоплении мелкозема и повышении влажности. В гольцовой зоне нередко наблюдается фациальное замещение курумами грубообломочного элювия, связанного с процессами криогенного выветривания.

Десерпций термогенныйраспространен значительно меньше в семиаридных, аридных областях с резкими амплитудами суточных температур. По составу он довольно однообразен и представлен глыбово-щебнисто-дресвяным материалом с небольшой примесью мелкозема, общей мощностью, редко превышающей 2 м. Как правило, термодесерпция участвует в качестве второстепенного фактора и в криодесерпционном процессе.

Десерпций гидрогенныйв «чистом» виде встречается редко на достаточно увлажненных склонах, где обломочный материал существенно насыщен коллоидами, испытывающими колебания объема при изменении влажности. При переувлажнении этот десерпционный процесс переходит в солифлюкционный или оползневый.

1.2.2.2.4. Солифлюкционные отложения (солифлюксий). Продуцирующий эти образования солифлюкционный процесс представляет собой вязкопластическое, преимущественно медленное течение грунтов на склонах крутизной от 2-3 до 15-20°. На территории России развиты лишь криосолюфлюкционные отложения, формирующиеся в

криолитозоне при промерзании-оттаивании многолетнемерзлых пород. Они широко распространены как в горных регионах, так и северных районах Западно-Сибирской и Восточно-Европейской равнин. Представлены эти образования суглинками, супесями, реже глинами с неокатанными неотсортированными по размеру обломками местных коренных пород, количество которых может быть значительным. Мощность солифлюксия на склонах не превышает нескольких метров, возрастая в пределах подножных шлейфов до нескольких десятков метров [Каплина, 1965]. Интенсивность солифлюкции зависит от крутизны склонов, их рельефа, глубины оттаивания, состава отложений, прочности дернового покрова [Ершов, 1980]. Солифлюкционные отложения характеризуются нередко специфической слоистостью, ориентированной параллельно уклону, подчеркиваемой присутствием торфянистого материала дернины, со сменой литологического состава не только вкрест слоям, но и по их простиранию [Каплина, 1965]. Не менее типичны для солифлюксия текстуры течения и смятия (рис. 1). На основании различий в динамике процесса выделяются два генетических подтипа солифлюксия - тардофлюксий (медленной солифлюкции и велофлюксий (быстрой солифлюксии).

Тардофлюксий, связанный с вязкопластическим (медленным) смещением дисперсно-обломочного материала, распространен более широко, преимущественно на склонах крутизной до 15°. Обычно выделяют две разновидности медленной солифлюкции - покровную и дифференциальную (Ершов, 1982) и соответственно две группы фаций (табл. 4)

Покровная солифлюкция представляет собой медленное, более или менее равномерное движение грунтов на пологих склонах со скоростями 2-10 см/год, не сопровождающееся существенным изменением их внутренней структуры и образованием натечного микрорельефа [Ершов, 1982]. Дифференциальной солифлюкции свойственно неравномерное распределение скоростей вязкопластического движения на склонах крутизной от 8 до 15-20°, обусловленное неодинаковой увлажненностью (льдистостью) грунтов, их составом, различной плотностью и типом растительного покрова. Средние годовые скорости движения составляют от нескольких сантиметров до нескольких метров. Характерной особенностью этой солифлюкции является формирование специфического микрорельефа в виде потоков, чаще всего языкообразной в плане формы с четко выраженным фронтальным уступом высотой в несколько метров и террас, обычно группирующихся в гирлянды. Их наличие на склонах свидетельствует об интенсивности солифлюкции и ее массовом характере.

Велофлюксий, связанный с быстрой вязкого типа солифлюкцией, именуемой также сплывами, распространен более локально на склонах крутизной 15-25°, сложенных преимущественно дисперсными породами. Сплывы, возникающие при сильном переувлажнении из-за превышения предела текучести, сопровождаются нарушением внутренних связей грунта и разрывами дернового покрова. Скорости смещения материала могут достигать нескольких метров в минуту, вследствие чего сплывы иногда приобретают катастрофический характер [Ершов, 1982].

Присутствие в разрезах четвертичных континентальных отложений вне современной криолитозоны солифлюксия или слоев, горизонтов погребенных почв, нарушенных солифлюкционными процессами, свидетельствует о резких палеоклиматических похолоданиях.

На склонах солифлюксий часто образует парагенезы с делювием, десерпцием и коллювием, а в их приводораздельной части (в перигляциальной, гольцовой зонах) - с элювием.

1.2.2.3. Водный ряд

Водный ряд отражает следующий после гравитационного ряда этап миграции терригенного материала на пути от водоразделов (основной зоны гипергенеза) к морским седиментационным бассейнам. Он включает четыре генетических типа - селевый, аллювиальный, пролювиальный, делювиальный и группу озерных отложений из пяти генетических

типов (ундалювия, нефелоида, декливия, хемогения и биогения). Формирующие селевые отложения потоки по специфике геологодинамических процессов находятся на границе водного ряда (водные сели) и гравитационного (грязевые, грязекаменные сели).

1.2.2.3.1. Селевые отложения (селий). Формирование этих отложений связано с селями - внезапно возникающими, кратковременными, нередко катастрофическими горными русловыми потоками с высоким содержанием твердого материала, значительными скоростями движения и большой разрушительной силой. Границей между селевыми и обычными паводками принято содержание твердой фазы в потоке не менее 150 кг на 1м³ воды (Флейшман, 1978). Селий нередко относят к пролювию, хотя почти всеми исследователями признается само­стоятельность селевого процесса как одной из динамических фаз седиментации. Для возникновения селевых потоков необходимы большое количество обломочного материала и воды, а также расчлененный рельеф с крутыми уклонами склонов и русел. Практически селеопасны все горные регионы. Механизм образования селевых потоков может быть склоновым (за счет смыва, оплывания, оползания, осыпания, обваливания обломочных масс) и русловым. Последний связан с разрушением естественной самоотмостки на дне русла при достижении потоком критического расхода, в результате чего весь обломочный материал ложа вовлекается в массовое движение и русловый поток перерождается в селевый. Нередко причиной внезапного критического увеличения расходов являются прорывы естественных и искусственных плотин горных озер. Движению селей присущ заторный, волновой характер, обусловленный неодновременным поступлением порций воды, обломочных масс, неравномерной перегруженностью твердым материалом, тормозящим влиянием крупных глыб. Обычно поток имеет крутой передний фронт («лоб» селевой волны) с таранящим воздействием на препятствия.

Различают три основные разновидности селевых потоков – связные, несвязные и вулканические (лахары) и соответственно три генетических подтипа селия (табл. 4).

Отложения связных селейформируются потоками, состоящими из обломков и воды, связанной их тонкодисперсной составляющей. В связи с отсутствием в них свободной воды происходит совместное гравитационное движение всей селевой массы без разделения на фракции, в ламинарном или турбулентном режиме, что сближает связные сели по динамике процесса с оползнями течения. Останавливаясь, сели образует тело языковидной, изометричной, ленточной в плане формы, ограниченное крутыми (до 60-70°) склонами, сложенное

хаотично распределенными в мелкоземе обломочным материалом различной крупности вплоть до глыб размером 8-10 м [Флейшман, 1978]. По вещественному составу среди отложений связных селей выделяются две фации - грязевые и грязекаменные (табл. 4).

Отложения несвязных селейформируются турбулентными потоками, в которых вода, находящаяся в свободном состоянии, служит транспортирующей средой для обломочного материала, что сближает процесс с обычным русловым. Различие между ними заключается в повышенном содержании в селях обломочный массы (более 100-150 кг/м³), в т. ч. и мелкозема, приближающего состояние жидкой составляющей к суспензии. Типичной формой аккумуляции несвязных селей является выпуклый конус выноса, сложенный в отличие от пролювия и аллювия более грубым, слабоотсортированным по размеру обычно неслоистым материалом. По вещественному составу эти отложения подразделяются на фации (табл. 4). В горно-таежных районах Дальнего Востока и Восточной Сибири несвязные сели иногда транспортируют огромное количество стволов деревьев и пней.

Отложения вулканических селей (лахаров)откладываются потоками, возникающими на склонах вулканов в результате смешивания с водой холодного или раскаленного вулканогенного материала. Они распространены в областях активного новейшего вулканизма преимущественно на Камчатке и Курильских островах. Лахара не всегда обнаруживают непосредственную связь с вулканическими процессами и могут быть вызваны обильными осадками, сейсмическими толчками. При всех механизмах образования лахаровые отложения состоят из неслоистой, несортированной смеси пирокластического и терригенного материала, включающего блоки до нескольких метров в поперечнике. Они слагают обширные шлейфы у подножий вулканов, где мощность их достигает до 1000 м [Мелекесцев, Сулержицкий, Базанова и др., 1995].

1.2.2.3.2. Аллювиальные отложения (аллювий). К аллювию относятся отложения, формирующиеся постоянными и временными водными потоками, относящимися к наиболее мощным агентам денудации. Образование аллювия происходит в результате непрерывного взаимодействия эрозионных и аккумулятивных процессов. Источниками перемещаемого обломочного материала являются продукты эрозии, а также материал, поставляемый со склонов гравитационными процессами, доля которого особенно велика в горных долинах. Ведущий фактор в формировании аллювия - гидродинамика водных потоков, определяемая массой воды и скоростью течения. Перемещение обломочного материала происходит в виде взвешенных и влекомых наносов,

обычно образующих подвижные гряды. В спокойных потоках равнинных рек гряды имеют асимметричный профиль с крутым низовым склоном, в бурных горных реках гряды симметричны. При высокой кинетичности потоков перемещение наносов осуществляется слоем в безгрядовой форме [Опасные экзогенные процессы, 1999, с. 116].

В зависимости от гидрологического режима рек, обусловленного климатом, тектоникой, геоморфологическими условиями, выделяются четыре основных генетических подтипа аллювия: равнинных рек, горных рек, перигляциальный (субарктический) и временных водотоков (табл. 4).

Аллювий равнинных рекпредставлен тремя группами фаций – русловой, пойменной и старичной.

Русловый аллювий, формирующийся в активной обстановке турбулентного течения, сложен более грубым обломочным материалом (от песков до крупной гальки), обнаруживающим сортированность, окатанность, а также косую слоистость, обусловленную наложением аккумулятивных подвижных гряд (рис. 2). В меандрирующих руслах выделяются по гидродинамическим обстановкам три фации: стрежневая, перекатов и прирусловой отмели (побочениевая), гранулометрический состав которых в соответствий со снижением энергетического потенциала процессов изменяется от наиболее грубых (стрежневая фация) до мелко- и тонкозернистых песков (побочениевая фация). В руслах рек, эродирующих рыхлые обломочные отложения неаллювиального генезиса (морены, обвалы и др.), в результате отмыва мелких фракций происходит образование перлювия (остаточного аллювия) связанного обычно со стрежневыми фациями.

Пойменный аллювий, формирующийся за счет осаждения взвешенных наносов из воды паводковых разливов, представленный песками, супесями, суглинками, глинами с горизонтальной слоистостью, обычно перекрывает маломощным покровом русловый аллювий. В зависимости от места формирования в нем выделяют прирусловую, центральную и присклоновую (притеррасовую) фации, отличающиеся крупностью обломочного материала, уменьшающейся с удалениемот русла.

Старичный аллювийформируется на пойме в отмерших участках речных русел (старицах). В составе его преобладают тонкие осадки с горизонтальной слоистостью и обилием органического вещества. На стадии заболачивания стариц нередко происходит накопление торфа.

Аллювий горных рекобразуется в значительно более активных гидродинамических обстановках с преимущественно турбулентным типом течений. В отличие от равнинного в нем преобладают русловые фации и присутствуют также специфические фации подпруживания и природных экранов (табл. 4).

Русловая группа фацийпрямолинейных русел включает в себя две основные фации - стрежневую, наиболее грубую по составу и прибрежную, характеризующиеся в целом черепитчатым залеганием уплощенных валунов и галек. Вследствие вымывания мелких фракций из руслового аллювия на дне потоков формируется фация отмостки, состоящая из крупных валунов и гальки. В извилистых руслах в горном аллювии, как и в равнинном, обособляются фации плесовая (у вогнутого берега с наибольшими глубинами и скоростями течения), побочениевая (у выпуклого берега с преобладанием аккумуляции менее грубого материала) и перекатов (при нескольких следующих друг за другом излучинах). Для расширенных участков долин (преимущественно в тектонических впадинах) характерны фации проток, кос и островов с типичной для них сортировкой обломочного материала с убывающей крупностью в направлении движения водного потока.

Пойменная группа фаций, в отличие от равнинного аллювия, редуцирована. Она включает в себя несколько фаций: прирусловых валов, пойменных русел, приречной и внутренней частей поймы (табл. 4). Прирусловые валы сложены более грубыми по составу осадками, чем собственно пойменные, где преобладают мелкоземистые фракции и наблюдается горизонтальная слоистость.

В группе фаций перемычекразличают фации подпруживания и природных экранов. Сами перемычки имеют разное происхождение - литоструктурное, вулканическое, ледниковое, обвальное, селевое и др. Фации подпруживания, формирующиеся выше по течению

перегораживающей перемычки, включают в себя субфацию дельтовую (зоны выклинивания подпора) и собственно подпрудную (между дельтой и перемычкой), представленную обычно горизонтальнослоистыми мелкоземистыми осадками. Тонкие по составу отложения фации природных экранов, откладывающиеся ниже перемычки, залегают, как правило, на грубом аллювии «воронок» размыва, образующихся в результате усиления эрозии вследствие недогруженное™ потока наносами ниже перемычки [Чистяков, Макарова, Макаров, 2000] (рис. 3).

Перигляциальный (субарктический) аллювийпредставляет собой самостоятельный генетический подтип отложений, формирующихся в реках субарктической ландшафтно-климатической зоны со специфическим гидрологическим режимом и ламинарным типом течения [Равский, 1972]. Перигляциальный аллювий обычно залегает на нормальном межледниковом аллювии с четким подразделением на русловую, пойменную и старичную фации (рис. 4). В отличие от последнего перигляциальный аллювий фациально не дифференцирован. Он представлен горизонтально переслаивающимся обломочным материалом различной крупности (от галечников, щебеночников до глин) с явным преобладанием мелкозема, нарушенным криогенными текстурами в виде «инволюций» криостатического или солифлюкционного типа и трещинных форм (псевдоморфоз по ледяным жилам).

В верхних частях разреза перигляциального аллювия обычно присутствуют горизонтальнослоистые лессовидные отложения. К характерным особенностям рассматриваемых осадков относятся их повышенная мощность, прерывистый характер накопления, фиксированный горизонтами погребенных почв или торфяников, перигляциальный тип биоценозов ископаемой фауны и флоры, спорово-пыльцевые комплексы, отражающие ландшафты «холодных» степей. Как правило, перигляциальный аллювий (кроме Iтеррасы) перекрыт покровом неслоистых субаэральных лессоидов, чаще расслоенных ископаемыми почвами (рис. 4), формировавшимся в более позднее время, после завершения аккумуляции перигляциального аллювия. Рассматриваемые осадки обычно ошибочно относят к пойменной фации аллювия.

Аллювий временных водотоковнаиболее широко распространен на равнинах и в предгорьях семиаридных и аридных областей. Периодически и эпизодически возникающие бурные временные водотоки обладают большой транспортирующей способностью и перемещают значительный объем обломочного материала, который вследствие кратковременности процессов транспортировки и аккумуляции слабоокатан, плохо дифференцирован по гранулометрическому составу и лишен флювиальных типичных текстур, свойственных аллювию рек с постоянным стоком.

К аллювию преимущественно горных рек приурочены наиболее богатые месторождения россыпей, в первую очередь золота. С процессами формирования широко распространенных русловых и долинных россыпей связаны определенные динамические фазы речных долин и обусловленные ими типы аллювия, выделенные В.В. Ломакиным (1948). В обстановке больших скоростей течения образуется инстративный, хорошо промытый подвижный, преимущественно местный по составу аллювий, при средних значениях скоростей – перемещаемый (перестилаемый) транзитный перстративный аллювий, а в условиях замедленного течения – накапливающийся констративный аллювий. Для первых двух фаций характерно формирование русловых россыпей, а для последней – долинных.

1.2.2.3.3. Пролювиальные отложения (пролювий). Пролювий представляет собой отложения субаэральных устьевых выносов эрозионных долин. Наиболее широко он распространен в предгорьях аридных и семиаридных областей. В составе пролювия выделяют два генетических подтипа – континентальных дельт постоянных рек и конусов выноса временных водотоков.

Пролювий континентальных дельтобразует большие по площади пологонаклонные дельты, характеризующиеся трехчленным зональным строением (Шанцер, 1966; Елисеев, 1978). Закономерная смена фаций, выражающаяся в механической дифференциации материала от крупных фракций к мелким в направлении иссякания дробящихся радиально направленных потоков, служит, как и отсутствие пойменных, старичных фаций, основным отличием пролювия от аллювия (рис. 5). Вершинную зону дельт слагает потоковая группа фаций, делящаяся на ряд фаций (табл. 4), представленная в основном линзовиднослоистым галечно-валунным материалом. Ниже ее сменяет группа веерных фаций, связанных с мигрирующими частными веерами выноса. В составе ее преобладают супеси и суглинки, нередко лессовидного облика, с неотчетливо выраженной горизонтальной слоистостью. Она также включает несколько фаций, формирующихся в разных геодинамических обстановках (табл. 4).

Краевую, наиболее пологую и обводненную часть наземных дельт слагают осадки застойноводной группы фаций, накапливающиеся в субаквальных или близких к ним условиях, представленные песками, супесями, горизонтальнослоистыми суглинками, глинами, нередко оклеенными и загипсованными. Среди фаций этой группы (табл. 4) присутствуют болотно-солончаковая и озеровидных разливов, в составе которых доминируют глины и мергели.

Пролювий конусов выноса временных водотоковраспространен в основном в форме предгорных шлейфов. Вследствие относительно небольших размеров, больших уклонов поверхности конусов в них выделяются лишь две группы фаций – потоковая и веерная (табл. 4), из которых первая сложена преимущественно слабоокатанным, плохо сортированным валунно-щебнисто-галечным материалом с линзовидной слоистостью, а вторая — неслоистыми или горизонтальнослоистыми песчано-глинистыми осадками с включением гравия, гальки, дресвы и щебня. По периферии более крупных и пологих пролювиальных шлейфов нередко развиты лессовидные отложения, представляющие интерес как объекты поиска сырья для кирпичного и гончарного производства.

Пролювий овражно-балочный равнинных территорий имеет небольшую мощность, вещественный состав, определяемый характером раз­мываемых пород, и не делится на фации. Чаще всего редуцирован в фациальном отношении и внутригорный пролювий, в котором в основном выделяются лишь потоковая и реже веерная грубообломочные фации с небольшим участием «мусорного» мелкозема.

1.2.2.3.4. Делювиальные отложения (делювий). Формирование делювия с непостоянными безрусловыми струйками дождевых и талых вод, осуществляющих плоскостной смыв. Поскольку этот процесс проявляется лишь при отсутствии сплошного растительного покрова, наиболее благоприятными обстановками для формирования делювия являются семиаридные зоны степей и саванн. Делювий накапливается на поверхности склонов в виде чехла, мощность которого возрастает к основанию склонов, где он слагает пологонаклонные шлейфы значительной мощности. Для делювия характерны признаки водной сортировки обломочного материала, подчеркнутые слоистостью, ориентированной параллельно склону. В полных разрезах рассматриваемых образований выделяются три фации [Шанцер, 1966], (рис. 6): 1) привершинная, преимущественно с турбулентным режимом седиментации, представленная щебнисто-дресвяным, гравелитисто-песчаным материалом; 2) срединная с турбулентно-ламинарным режимом седиментации, с более мелкими осадками и четкой слоистостью; 3) периферическая, с субламинарным режимом седиментации и преобладанием суглинков, нередко лессовидного облика без отчетливой слоистости. В процессе накопления делювия границы фациальных зон испытывают смещения, обусловленные меняющийся энергией плоскостного стока. В разрезах делювия нередко наблюдаются горизонты криогенных деформаций и погребенных почв, фиксирующие соответственно «холодные» и «теплые» климатические фазы, что имеет большое палеогеографическое значение. С суглинками периферической фациальной зоны делювия связаны месторождения кирпичного и гончарного сырья.

1.2.2.3.5. Озерная (лимническая) группа. Озерная (лимническая) генетическая группа объединяет сложные в фациальном отношении отложения, формирующиеся в пресноводных и минерализованных бассейнов с малоподвижной или стоячей водой (табл. 4). Наибольшее количество пресных озер сосредоточено в краевых зонах древних ледниковых покровов. Процессы озерной седиментации контролируются ороклиматическими и геологическими факторами. Представлен лимний терригенными (механогенными), органогенными и хемогенными осадками, характеризующимися в основном горизонтальной слоистостью.

По генезису в рассматриваемой группе выделяется семь генетических типов: озерный ундалювий, озерный нефелоид, озерный декливий, озерный турбидит, озерный хемогений, озерный биогений, озерный вулканический (вулканолимний).

1.2.2.3.5.1. Озерные волновые отложения (озерный ундалювий). Накопление ундалювия связано с волновой динамичной фазой аккумуляции озерных осадков, наиболее приближенной к берегу. В составе ундалювия выделяются две группы фаций – пляжевая и прибрежная (табл. 4).

Пляжевые отложенияформируются волновым прибойным потоком в зоне между последним разрушением волн и вершиной заплеска. В зависимости от силы прибоя, уклона берега, его геологического строения образуются песчаные или галечные пляжи и прибойные береговые валы, последовательно причленяющиеся друг к другу. Эти отложения, характеризуются хорошей окатанностью, отмытостью от мелких фракций, горизонтальной, волнистой и косой слоистостью. В разрезах пляжевые фации фиксируют близость береговой линии.

Прибрежные отложения, формирующиеся на мелководье с преобладанием колебательных движений воды, представлены преимущественно мелко- и среднезернистыми песками со знаками симметричной и асимметричной ряби, создающей в разрезах волнистую и косоволнистую слоистость. К числу других диагностических признаков этих осадков относятся хорошая сортировка, отмытость от глинистых фракций, присутствие озерной фауны или следов жизнедеятельности озерных организмов, парагенез с другими фациальными разновидностями мелководных отложений.

1.2.2.3.5.2. Озерные нефелоидные отложения (озерный нефелоид). Нефлоидныеотложения формируются в обстановке низкой гидродинамической активности за счет гравитационного осаждения алевритопелитового и тонкопесчаного терригенного материала. Для них характерна тонкая, нередко сезонная горизонтальная слоистость, листоватая текстура, подчеркнутая параллельным расположением растительных и других органических остатков, нарушенные иногда ходами илоедов.

1.2.2.3.5.3. Озерные декливиальные (склоновые) отложения (озерный декливий). Озерные декливиальные отложения по динамике накопления близки к наземным аналогам. Среди них выделяются обвальные, осыпное, оползневые фации. Подводные коллювиальные фации образуются на неустойчивых крутых склонах, как возвышающихся над уровнем бассейна, так и подводных. Обрушению способствуют сейсмическое толчки. В береговой зоне обвалы подготавливаются прибойной абразией. Их отличает грубый состав обломочной массы, несортированность, неокатанность, местное происхождение обломков. Сползание также происходит на достаточно крутых склонах, чему .способствует высокая тиксотропность постоянно переувлажненных грунтов.

1.2.2.3.5.4. Озерные турбидитовые отложения (озерный турбидит). Накопление турбидитовых отложений связано со спазматическими мутьевыми или суспензионными потоками, близкими по производимой ими литодинамической и морфологической работе к селям. Для турбидитовых отложений характерна градационная сортировка с уменьшением размера обломков от подошвы к кровле, горизонтальная слоистость, обилие мелкозема и мусорность осадков.

Следует отметить, что количество вышеописанных гидродинамических фаций лимния в значительной мере зависит от размера озерного бассейна. В мелких неглубоких озерах эта дифференциация практически отсутствует или редуцирована.

1.2.2.3.5.5. Озерные хемогенные отложения (озерный хемогений). Эти отложения образуются за счет осаждения растворенных в воде минеральных веществ, солей и коллоидов. В пресных и солоноватых озерах накапливаются карбонатные осадки – известняки и мергели (гажа). Последние, представляющие собой рыхлый осадок бело-серого и желто-красного цвета (в зависимости от примесей окислов железа) состоящий из карбоната кальция, используется для известкования кислых почв. В ряде случаев выпадение СаСО₃ из воды приводит к цементации терригенного лимния. В пресноводных озерах гумидных зон встречаются железисто-марганцевые конкреции, образующиеся в результате осаждения принесенных реками и грунтовыми водами коллоидных и растворенных железистых соединений. В бессточных озерах засушливых ландшафтов вода обычно высокоминерализована. Вызванное испарением или вымораживанием химическое осаждение приводит к накоплению карбонатов (сода), сульфидов (мирабилит, гипс и др.), хлоридов (поваренная, калийная соли). В зависимости от изменений климатических условий, контролирующих концентрацию и тип минерализации, озера эволюционизируют. Первой стадией их развития являются карбонатные озера, второй – сульфатные и третьей заключительной – хлоридные. Наиболее распространены сульфатные озера. Из немногочисленных хлоридных озер крупнейшими являются Эльтон и Баскунчак, с которыми связаны месторождения поваренной соли.

1.2.2.3.5.6. Озерные биогенные отложения (озерный биогений). Отложения этого типа образуются в процессе накопления отмерших организмов и растительности. Типичным биогением небольших застойных озер являются сапропели, представляющие собой коллоидальную студенистую массу оливково-коричневого цвета, превращающуюся при уплотнении в сапропелит, используемые в качестве органического удобрения земель и в химической промышленности. В северных холодных озерах нередко накапливаются диатомиты и трепелы – светлые рыхлые породы с мощностью пластов до 6-7 м, состоящие преимущественно из кремнистых панцирей микроскопических диатомовых водорослей.

1.2.2.3.5.7. Озерные вулканические отложения (вулканолимний). К вулканолимнию отнесены осадки, формирующиеся в горячих озерах с сильно минерализованной водой в кратерах вулканов с продолжающейся газогидротермальной деятельностью. Отложения холодных пресноводных озер кратеров потухших вулканов принципиально не отличаются от вышеописанных разновидностей лимния. Воды рассматриваемых вулканических озер частично атмосферного происхождения,

частично конденсационного и гидротермального с температурой от нескольких десятков до 80-90° относятся к сильноминерализованным сульфатными и сульфатно-хлоридным с высоким содержанием хлора [Власов, 1960]. Сами озера имеют округлую блюдцеобразную форму, крутые берега их сложены обычно пестроцветными непрочными породами, переработанными газогидротермальной деятельностью. Донные отложения таких озер мощностью до 100 м представлены серой, сульфидами железа, сульфатами (алунит, гипс и др.), пирокластическим и кластическим (вулканического состава) слабоокатанным и неокатанным материалом [Власов, 1960]. Для них характерна тонкая, нередко волнистая слоистость, в основном сезонной природы, местами нарушенная падением крупных вулканических бомб или взмучиванием у каналов подводных фумарол, и ритмичность. В составе ритмов обычно отмечаются базальная пирокластическая пачка, соответствующая фазам эксплозий соседних вулканов, и пачка более тонких озерных осадков (серные залежи, сульфидные илы), отложенных в стадию фумарольной деятельности вулкана. Другими особенностями вулканолимния являются крайне редкое присутствие органических остатков и диагенетический метасоматоз отложений, обусловленный химической активностью придонной среды, выражающийся в опалитизации осадков в результате затвердевания геля кремнекислоты и частичном замещении самородной серы сульфидами железа. Термальные воды вулканических озер и донные илы обладают бальнеологическими свойствами. С вулканолимнием связаны месторождения самородной серы и хемогенных руд. В разрезах эти отложения чаще всего перекрыты пирокластическими образованиями.

1.2.2.3.6. Фонтанальные (источниковые) отложения (фонтаналий). Фонтанальные отложения образуются из холодных и горячих (термальных) источников минерализованных подземных вод в местах выхода их на поверхность, где в результате резкого снижения давления и температуры происходит осаждение растворенных карбонатов Са, Mgи Fe. В основном источники приурочены к активным разломам орогенов и областям молодого вулканизма. Термальные источники, преимущественно вулканического происхождения. Состав вод последних зависит от состава вулканических эманации, характера вмещающих пород и степени их растворимости. Многие источники выделяют сероводород, нередко содержат радиоактивные элементы. Наиболее распространенными отложениями фонтанального типа являются известковистые туфы (травертины), образующиеся в достаточно теплых климатических условиях. Их скопления, достигающие значительной мощности, морфологически выражены нередко в виде куполов и террас.

В травертинах хорошо сохраняются отпечатки растений и другие органические остатки.

Специфическими горячими источниками являются периодически фонтанирующие гейзеры, связанные преимущественно с кислым вулканизмом. Отложения их представлены в основном хемогенным кремнеземом, получившим название «гейзерит» (кремнистый туф), реже они имеют известковистый состав. Гейзеритам свойственны тонкая облекающая слоистость и ритмичность, обусловленные периодичностью деятельности гейзеров.

1.2.2.4. Субтерральный ряд

Субтерральный ряд представлен одной генетической группой спелеогенных отложений.

1.2.2.4.1. Спелеогенные отложения (спелеоген). Спелеогенные отложения, развитые в карстовых глубинных пустотах, чрезвычайно разнообразны в фациальном отношении. Среди них присутствуют гравитационные (обвальные, осыпные, оползневые) образования, аллювия и лимний подземных рек и озер, пролювий, техногенные, органогенные накопления, принципиально по динамике седиментации, не отличающиеся от наземных их аналогов. Гравитационные отложения представлены преимущественно продуктами обрушения сводов и стенок карстовых пустот, отчасти вызванных сейсмическими толчками. Пещерный аллювий не разделен на фации, маломощен, песчано-галечного состава с участием обломочного материала обрушений. Органогенные отложения представлены гуано-пометом летучих мышей и мумие, используемым в медицине. Специфическими пещерными хемогенными образованиями являются состоящие из карбоната кальция (СаСО₃) или сульфата кальция (CaSO₄) натечные формы, возникающие в воздушной среде при испарении просачивающейся через карстующиеся породы минерализованной воды. Среди них различают сталагмиты, нарастающие от дна пещер вверх, и сталактиты, спускающиеся с потолка пустот вниз в виде сосулек, соединяясь, они формируют сплошные колонны – сталагнаты. С пещерами связаны также специфические гипергенные образования – инфлювий (кольматолит), заполняющий трещины пород за счет химических осадков, выпадающих из карбонатных, сульфатных, железистых растворов, и terrarossa– красноцветные глинистые железистые накопления на днищах карстовых полостей, представляющие собой рудосодержащий нерастворимый остаток карстующихся пород [Изучение и картирование зон гипергенеза, 1995].

Все эти разнообразные в фациальном отношении отложения объединены в одну спелеогенную генетическую группу на основании единства их образования и захоронения в карстовых полостях.

Спелеогенные отложения вследствие специфики своего пространственного размещения не картируются при геологической съемке. Тем не менее, их присутствие целесообразно отражать на схемах соотношений и геологических разрезах карт четвертичных образований, поскольку эти отложения нередко заключают разнообразные органические остатки и следы материальных культур, дающие основание судить об эволюции природной среды и человека. Так, например, детальное комплексное изучение спелеогеновых образований известной Денисовой пещеры на р.Черный Ануй в Горном Алтае, проводившееся коллективом исследователей под руководством А. П. Деревянко, позволило установить следы пребывания палеолитического человека в 13 слоях разреза во временном диапазоне от 282 до 10 тыс. лет, а также 55 фаз развития растительности и 29 чередующихся климатических термомеров и криомеров разного ранга от фазиалов до межледниковий-ледниковий. Кроме того, со спелеогенными образованиями связан ряд полезных ископаемых – карстовый оникс, фосфатные удобрения, селитра, мумие. Карстовые реки, озера используются как источники водоснабжения [Изучение и картирование зон гипергенеза, 1995].

1.2.2.5. Ледниковый ряд

Эти отложения, связанные с геологической деятельностью ледников, широко распространены на территории России и имеют сложный фациальный состав (табл. 4). Для генетической диагностики их чрезвычайно важное значение имеют характер морфологической выраженности, особенности литологического состава и специфика текстур. В настоящее время имеется довольно значительное число классификаций ледниковых образований (общих и частных). В основу предлагаемой классификации (табл. 4) положены работы Е.В. Шанцера (1966, 1980), Ю.А. Лаврушина (1976, 1980), Ф. А. Каплянской и В. Д. Тарноградского (1993). Согласно этой классификации (табл. 4) ледниковый ряд включает в себя три генетические группы – ледниковых, водно-ледниковых и ледниково-морских отложений, которые в свою очередь подразделяются на генетические типы, группы фаций, фации и субфации.

1.2.2.5.1. Ледниковая (гляциальная) группа. Отложения этой генетической группы представляют собой моренные скопления обломочного материала, перенесенные и отложенные ледниками.

Различают морены движущиеся и отложенные. Движущиеся морены подразделяются на донные, внутренние, боковые, срединные и поверхностные. Первые из них образуются под движущимся ледником в результате его экзарационного воздействия на ложе, вторые связаны с погребением попавшего на поверхность ледника обломочного материала новыми слоями фирна и льда, третьи образуются в присклоновой зоне ледника за счет боковой экзарации и поступления полифациального обломочного материала со склонов, четвертые – в результате слияния боковых морен притоков и основной долины, пятые чаще всего связаны с поверхностным таянием ледников.

Отложенные морены (остаточный обломочный материал растаявших ледников), являющиеся объектом геологического картирования, подразделяются на три генетических типа – базальной (основной) морены, абляционной морены и маргинальной (краевой) морены, различающихся местоположением относительно ледника и гляциодинамическими обстановками седиментации.

1.2.2.5.1.1. Отложения основной морены (базальный тилл). Основные морены, формирующиеся при движении ледника в результате вытаивания экзарированного, вмерзшего в приподошвенный лед обломочного материала, наиболее широко распространены среди ледниковых образований. Они отличаются плащеобразным залеганием и холмисто-западинным рельефом, как правило, менее контрастным, чем у морен краевой зоны. Состав морен, определяемый характером экзарируемых пород, чрезвычайно разнообразен: на скальных грунтах горных хребтов он преимущественно грубообломочный, во внутригорных впадинах за счет ассимиляции аллювия – мелковалунно-галечниковый, на неконсолидированных породах материковых равнин – существенно глинистый. По преобладающему типу движения льда базальные морены подразделяются на фациальные группы деформационных тиллов, пластообразных (монолитных) тиллов и компрессионных (чешуйчатых) тиллов (табл. 4) [Лаврушин, 1976; Каплянская, Тарноградский, 1995].

Деформационные тиллы неполной переработки, преимущественно неконсолидированных пород ложа связаны с начальными стадиями тектонического воздействия ледника на ложе, приводящими к разрывным, пластическим нарушениям подстилающих пород и вовлечению их в поступательное движение, при котором сохраняются признаки первоначального сложения коренного субстрата. Такие образования большинство исследователей именует гляциотектонитами. Слабоизмененные, сохранившие свое напластование породы, утратившие связь с субстратом и перемещенные ледником иногда на очень значительные

(сотни километров) расстояния, относятся к фации отторженцев. Тектонически деформированные ледником породы ложа, не вовлеченные в его поступательное движение, правильнее рассматривать не как фацию основных морен, а как гляциодислокации [Каплянская, Тарноградский, 1995].

Пластообразные (монолитные) тиллы образуются в обстановке равномерного или растягивающего послойно дифференцированного, преимущественно пластического течения льда. В зависимости от термальных и гляциодинамических условий седиментации выделяются тиллы протаивания (мелтаут-тиллы) и тиллы наслаивания (лоджементтиллы [Каплянская, Тарноградский, 1995]. Тиллы протаивания формируются из мореносодержащего льда (МСЛ), утратившего способность к движению. Протаивание стагнированного МСЛ, практически превращенного в процессе движения ледника почти в «готовую» морену, происходит снизу и сверху [Лаврушин, 1976]. При относительно суровом межледниковом климате создаются условия для консервации и захоронения МСЛ без его протаивания. Характерные особенности тиллов протаивания – субгоризонтальная расслоенность, сходная со сланцеватостью или кливажем, унаследованная от текстурно-структурного строения МСЛ, как и продольная ориентировка длинных осей обломков, а также – наличие в подошве тиллов контактовых гляциодинамических зон [Лаврушин, 1976]. Последние представлены экзарационными контактами среза, «зонами ближнего переотложения», текстурами захвата и др.

Среди тиллов протаивания по гляциодинамическому принципу выделяются фации плитчатых, сланцеватых и массивных морен [Лаврушин, 1976]. Плитчатые тиллы, образующиеся при умеренном послойно дифференцированном течении льда, представлены более или менее однородными пластами диамиктона с четкой плитчатой отдельностью (толщина плиток от 2 до 20, чаще 5-10 см). Сланцеватые тиллы, связанные с более интенсивным движением льда, отличаются сближенностью поверхностей скольжения и соответственно более тонкой сланцеватой текстурой с толщиной слойков от нескольких миллиметров до 1,5 см. Массивные тиллы имеют более однородный состав и плохо различимые текстуры скольжения.

Тиллы наслаивания накапливаются под движущимся ледником в процессе его скольжения по ложу при температуре таяния путем последовательного высвобождения частиц дебриса изо льда. Существенная особенность их – легкая деформируемость непосредственно после отложения, связанная с насыщенностью водой. Вследствие этого ниже подошвы ледника в ряде случаев возникает «мобильный слой»,

в котором развиваются пластические деформации и может происходить нагнетание отложенного дебриса в зоны пониженных давлений и пустоты, что дает основание для выделения двух субфаций тилла наслаивания – ненарушенных и деформированных [Каплянская, Тарноградский, 1995]. Накопление тиллов наслаивания происходит постепенно или прерывисто с проявлением фаз экзарации. Мощность их обычно не превышает нескольких метров и остается выдержанной на значительных расстояниях. Лоджементтиллы представляют собой, как и тиллы протаивания, полимоидальный диамиктон с выдержанной по движению льда ориентировкой длинных осей обломков (в ненарушенных субфациях). Нередко в его составе наблюдаются валунные «мостовые», ледогранники, штрихованные и раздробленные валуны. Другой характерной особенностью этих тиллов является массивная текстура, осложненная местами деформационными макро- и микро-структурами.

Компрессионные тиллы образуются в обстановках горизонтальных деформаций сжатия, придающих тиллам чешуйчатое или складчатое строение. Мощность компрессионных зон изменяется в широких пределах. В случае вовлечения в складчато-разрывные дислокации пород ложа и распространения деформаций на десятки и сотни метров эти образования относятся к гляциотектоническим. По характеру деформаций среди компрессионных тиллов выделяются фации чешуйчатых и складчатых морен (табл. 4).

Чешуйчатые морены, связаны с движением льда по внутренним склонам. Они возникают обычно перед выступами ложа или другими препятствиями, чаще всего в виде отложенных морен. Чешуи однообразно ориентированы с падением поверхностей надвигов против течения льда под углами от нескольких до 30-40°, мощность их изменяется от нескольких метров до десятков метров. Отдельные чешуи могут включать помимо моренного материала деформированные неконсолидированные породы ложа. Чешуйчатые тиллы встречаются как во внутренних областях оледенения, так и краевых зонах. Особенно они типичны для краевых лопастей материковых ледников и языков горных ледников, где образуют обычно упорядоченный грядовый рельеф, наиболее распространенными морфологическими разновидностями, которого являются ребристый и сетчато-ячеистый [Лаврушин, 1976].

Складчатые тиллы, возникающие при медленном сжатии достаточно пластичного льда, распространены менее широко прежде всего из-за недостаточной пластичности МСЛ. Иногда они образуют в краевых зонах ледников единый ансамбль с чешуйчатыми моренами.

1.2.2.5.1.2. Отложения абляционной морены (абляционный тилл). Абляционные тиллы формируются преимущественно в пределах полей мертвого льда при деградации оледенения в процессе оседания дебриса на месте или его незначительного перемещения. Образующийся при этом моренный чехол имеет локальное распространение, небольшую неравномерную мощность. В нем отсутствуют инситные динамические текстуры. В абляционных тиллах по динамическому принципу выделяются три группы фаций - вытаивания, сплывания (флоу-тиллы) и размывания (перлювий).

Тиллы вытаивания образуются вблизи поверхности ледника. Они отличаются, по сравнению с базальным тиллом, более рыхлым сложением и более грубым составом из-за вымывания мелкозема. Вследствие неровностей поверхности льда этот моренный материал испытывает смещение, при котором происходят разрушение первичных гляциодинамических текстур и изменение ориентировки обломков.

Тиллы сплывания (флоу-тиллы) представляют собой специфическую разновидность солифлюксия, образующегося на неровной поверхности неподвижного ледника. По составу это массивные или неяснослоистые диамиктоны, сходные по гранулометрии с базальными тиллами. Мощность их от нескольких дециметров до первых метров. Во флоу-тиллах, имеющих форму грязевых натеков, нередко присутствуют флюидальные текстуры, характерна изменчивая ориентировка осей удлиненных обломков.

Тиллы размывания (перлювиальные) формируются в местах интенсивного поверхностного стока талых вод, выносящих наряду с тонким материалом песчано-гравийные фракции. Остаточные скопления морены характеризуются рыхлым сложением, грубым составом, нередко ожелезнением. Как и в других разновидностях абляционных морен, в них не сохраняются инситные гляциодинамические текстуры.

1.2.2.5.1.3. Отложения маргинальной морены (маргинальный тилл). На равнинах преобладают фронтальные (собственно краевые) маргинальные образования, поперечные к направлению движения льда, в горах у долинных ледников они разделяются на конечные и береговые. Все выраженные в рельефе краевые образования фиксируют последнее для местности распространение льда.

Структура маргинальных комплексов, отражающая динамику движения края ледникового покрова, связана в основном с последними навигациями льда регрессирующих ледников. Наименее четко выражены краевые зоны у равномерно отступающих ледников. По особенностям динамики формирования выделяется несколько генетических

подтипов маргинальных тиллов: выдавливания, насыпания, напора и подводно-подледного вытаивания (табл. 4).

Морены выдавливания формируются в результате выдавливания, материала из-под края ледника. Тип возникающих структур – пликативный или дизъюнктивный – обусловлен в основном механическими свойствами деформируемых пород, нередко они проявляются совместно. Параметры и морфология образующихся структур зависят от энергии и мощности ледника. В области развития материковых оледенений широко развиты чешуйчатые (скибовые) краевые морены, близкие по механизму образования к компрессионным базальным тиллам, отличающиеся от них более крупными размерами и широким участием пород ложа. В плане располагающиеся сериями чешуи-скибы, имеющие дугообразную, открытую в проксимальную сторону формы, образуют характерный параллельно-грядовый рельеф.

Морены насыпания образуются путем сгружения доставляемого ледником обломочного моренного материала у подножия его фронтального уступа. В связи с выносом мелкозема талыми водами эти морены, морфологически выраженные в виде шлейфов или отдельных конусов, характеризуются грубообломочным составом.

Мощность их в значительной мере обусловлена длительностью стационарного положения ледникового края. При прерывистой деградации формируются серии насыпных морен.

Морены напора связаны с «бульдозерным» горизонтальным давлением ледника на предфронтальные препятствия чаще всего в виде сформированных ранее положительных форм ледникового аккумулятивного рельефа.

Морены подводно-подледного вытаивания, формирующиеся на дне приледниковых озер, встречаются крайне редко.

1.2.2.5.2. Водно-ледниковая группа. Отложения этой генетической группы образуются в водной среде, преимущественно в предледниковой зоне. По основному типу седиментации – потоковому или бассейновому – они подразделяются на два генетических типа – гляциофлювиальный и гляциолимнический.

1.2.2.5.2.1. Гляциофлювиалъные отложения (гляциофлювиала). Гляциофлювиальные отложения в зависимости от их пространственной позиции относительно ледника подразделяются на субгляциальные (подледниковые), супрагляциальные (надледниковые) и прогляциальные (приледниковые), включающие в себя ряд фациальных разновидностей [Каплянская, Тарноградский, 1993] (табл. 4).

Подледниковый гляциофлювиал связан с потоками талых вод подледниковых тоннелей, перемещающих обломочный материал, полученный главным образом за счет размыва МСЛ.

Массовое накопление его происходит в деградационную фазу. Крупные тоннельные долины редко содержат мощные накопления потоковых осадков, являясь в основном зоной их транзита. В подледных тоннелях и полостях местами накапливаются дельтовые отложения с проградационным наслоением. Относительно небольшие ложбины нередко полностью заполняются гляциофлювиальными песками с гравием и галькой, формируя озы флювиальной, преимущественно косой слоистостью, знаками ряби течений, черепитчатым расположением гальки. Озы имеют вид узких шнуровидных, слабоизвилистых крутосклонных гряд с заостренным гребнем. Отдельные озы, а также их цепи и группы, отчасти совпадают с разломными зонами, подновленными гляциоизостазией. Важнейшим диагностическим признаком озовых гряд является несовпадение их с орографическими элементами поверхности, на которой они развиты. Озовые гряды могут пересекать водораздел и другие неровности рельефа.

Слияние множественных озовых гребней путем неоднократного смещения тоннелей приводит к образованию гляциофлювиала в форме камовых холмов и полей.

Наледниковые гляциофлювиальные отложения формируются в регрессивнуюфазу активной абляции, когда обильная талая вода вырабатывает термоэрозионные каналы, приуроченные вначале к трещинам льда, а позднее переориентированные в соответствии с общим уклоном ледника. Осадки наледниковых потоков характеризуются в основном песчано-гравийно-галечниковым составом и косой слоистостью, нарушенной при оседании, связанном с таянием льда. Озы супрагляциального происхождения нередко достигают значительных размеров – высоты до 50-80 м и ширины гребней от нескольких десятков до 150 м. В переходных обстановках от наледных потоков к супрагляциальным водоемам накапливаются дельтовые осадки косослоистые, иногда с градационной годичной слоистостью, нарушаемой при неравномерных просадках. При стаивании льда на месте дельт формируется холмистый рельеф камового типа. Распад мертвого льда сопровождается также образованием сквозных проталин, соединяющих впадины, активно заполняемые осадками, которые при деградации льда совместно формируют флювиокамовый рельеф.

Приледниковые гляциофлювиальные отложения развиты наиболее широко и хорошо изучены. В них выделяются три группы фаций – зандровая, долинная и дельтовая, включающих в себя в свою очередь фаций и субфации (табл. 4).

Типичной формой зандровой аккумуляции являются зандровые конуса, вершины которых располагаются у края движущегося или мертвого льда. Общей закономерностью их является зональное строение, связанное с уменьшением крупности материала по мере удаления от ледника. В привершинной зоне каждого конуса преобладают галечно-валунные осадки, в центральной — косослоистые гравийно-песчаные, а в дистальной – косо- и волнистослоистые песчано-алевритовые и мелкогравийные накопления. Слияние и наложение отдельных конусов приводит к формированию зандровых слабонаклонных равнин, обязанных своим происхождением блуждающим потокам талых вод.

Фациальная группа долинных зандров связана с постоянными водотоками ледникового питания, использующими речные долины или вырабатывающими эрозионные ложбины стока талых ледниковых вод, среди которых различаются радиальные межлопастных ледниковых швов и маргинальные, закладывающиеся вдоль края льда и краевых моренных гряд. При смещении ледникового края формируется система таких ложбин – субпараллельная в горных долинах и более сложного рисунка в областях материкового оледенения. На дне их обычно наблюдаются маломощные песчано-гравийные осадки. Разновидностью долинного гляциофлювиала являются отложения, накапливающиеся в маргинальных каналах стока горных ледников, одним берегом которого служит скальный склон, а другим – ледник, после таяния, которого на коренном склоне остается террасовидная форма, ограниченная склоном ледникового контакта – флювиокамовая терраса, сложенная потоковым слоистым сортированным материалом. При прорыве вод приледниковых озер через перевальные понижения образуются узкие крутосклонные каналы сброса – спиллвеи, с которыми связана незначительная аккумуляция в основном галечно-валунного материала. Катастрофические паводки, возникающие при быстрых спусках крупных приледниковых озер, вырабатывают на нелитифицированном субстрате (как, например, на лессовом Колумбийском плато Сев. Америки) сеть ветвящихся каньонообразных каналов стока – кули с плохосортированным по крупности гляциофлювиалом. Субпараллельные ледниковому краю речные долины интенсивно разрабатываются талыми водами, превращающими их в крупные плоскодонные маргинальные каналы - урштромы, частично заполненные зандровыми песками. В крупных речных долинах, направленных от ледника (долинах оттока), в обстановке беспрепятственного стока талых вод формируются протяженные долинные зандры, постепенно замещающиеся аккумулятивными равнинами, сложенными пригляциальным аллювием.

Дельтовая группа фацийформируется у края ледника, спускавшегося в водоем. Маргинальные дельты при их накоплении прислонены к леднику. С уходом льда, в связи с образованием склона ледникового контакта, дельта приобретает платообразную форму. В зависимости от режима ледникового фронта могут возникать либо ординарные хорошо развитые дельты, либо цепочки их зачаточных форм. В разрезе маргинальной надводной дельты выделяются донные алевритисто-глинистые слои, наклоненные в сторону водоема, передовые гравийно-галечные, песчаные слои и поверхностные субгоризонтальные слои со следами потоковых русел и термокарстовых просадок. Субаквальные дельтовые отложения, формирующиеся ниже уровня бассейна, образуют радиальные грядовые формы - озы Де-Геера, возникающие вследствие отступания вместе с краем льда устьев субгляциальных потоков. Перигляциальные дельты, непосредственно не примыкающие к леднику, образуются в местах впадения в водоем относительно коротких потоков ледникового питания.

1.2.2.5.2.2. Гляциолимнические отложения (гляциолимний). Эти отложения связаны с озерными бассейнами, возникающими при развитии и деградации оледенения, в питании которых водой и осадочным материалом ведущую роль играли талые ледниковые воды. Они подразделяются на три подтипа – субгляциальный (подледниковых озер), супрагляциальный (наледниковых озер), приледниковых и перигляциальных озер, включающих в себя ряд фациальных разновидностей [Каплянская, Тарноградский, 1993] (табл. 4).

Подледниклвые озера, стоячие или слабопроточные, образуются на талом ледниковом ложе во впадинах рельефа. Крупнейшими из них считаются озера под Антарктическим щитом. Отложения эти изучены недостаточно и подразделяются на две фации – приустьевую и бассейновую. Отложения первой из них характеризуются существенно песчаным составом, неправильной горизонтальной, реже мелкой косой, а в дистальной части – градационной слоистостью. В составе второй фации преобладают алевритовые осадки с участием глин и тонких песков. В подледниковом гляциолимний нередко наблюдаются ленточная слоистость, включения моренного материала, деформационные нарушения, связанные с динамическим воздействием ледника.

Наледниковые озераобразуются за счет заполнения талой водой замкнутых впадин и трещинных проталин мертвого льда. В более крупных и устойчивых водоемах откладываются осадки, делящиеся на прибрежную и центральнобассейновую фации с сезонной ритмикой седиментации (ритмичнослоистые пески с алевритами в первой и ленточные глины во второй). При инверсии мелких недолговечных

водоемов с существенно песчаными горизонтально наслоенными осадками формируются камы в виде холмов, часто группирующихся в гряды. В процессе инверсии осадки деформируются. Особой разновидностью камового рельефа являются звонцы (камовые плато), образованные за счет инверсии относительно крупных изометричных межлопастных озер. Их существенно глинистые ленточнослоистые отложения используются в качестве сырья для керамзита, кирпича и грубой керамики.

Приледниковые озера представляют собой характерный элемент краевой ледниковой зоны. Их морфометрия в значительной мере определялась особенностями рельефа. Озера, подпруженные ледником или льдистыми моренами, существовали непродолжительное время, в отличие от водоемов, приуроченных к экзарационным впадинам ложа или малольдистым грунтам, которые доживали до межледниковий. Приледниковый гляциолимний характеризуется преимущественно ритмичной слоистостью, связанной с сезонными колебаниями стока талых вод и твердого стока. В краевой зоне покровных оледенений широко распространены ложбинные озера, в которых, ввиду их узости, преобладают прибрежные песчано-илистые фации, замещающиеся только в осевых частях крупных озер тонкослоистыми ленточными глинистыми центральнобассейновыми осадками. Для областей горнодолинного оледенения не менее характерны краевые озера, размещавшиеся между долинными ледниками и коренными склонами. При таянии льда накопившиеся в них горизонтально-ритмичнослоистые песчано-дресвяно-гравийные осадки формировали лимнокамовые террасы.

Лимний крупных прогляциальных (контактирующих со льдом) и перигляциальных (не контактирующих) озер краевой зоны покровных оледенений, как правило, делится на прибрежные промытые песчано-гравийные фации и донные центральнобассейновые существенно алеврито-глинистые с ленточной слоистостью. В формировании летних слоев (тонкий песок, алеврит) основную роль играли мутьевые турбидитовые потоки. Для лимния приледниковых озер характерны глинисто-известковые конкреции концентрически дискоидальной формы. В крупных ледниково-подпрудных глубоководных бассейнах горных долин, существовавших непродолжительное время, откладывались в основном маломощные существенно песчаные осадки. Склоны котловин этих палеобассейнов, как правило, террасированы многочисленными абразионными ступенями, фиксирующими постепенное снижение уровня воды в древних водоемах.

1.2.2.5.3. Ледниково-морские отложения (гляциомариний). Эти отложения образуются в зоне, отражающей смену ледникового континентального режима седиментации водным.

При небольших глубинах покровные ледники в ледниковые эпохи продвигались вглубь шельфа по дну, формируя континентальную морену, насыщенную в приподошвенных слоях материалом экзарированных морских отложений. При достижении льдом больших глубин происходило его всплывание и преобразование в плавучие шельфовые ледники, с которыми связана седиментация ледниково-морских отложений. Как и на суше, формирование последних происходит путем вытаивания терригенного материала из ледника, но при этом он осаждается через слой воды, что приводит к появлению его некоторой сортировки, отмытости, слоистости, меньшей плотности, отсутствию ориентировки крупных удлиненных обломков и их параллельному расположению, инситному захоронению морских органических остатков, отсутствию связи с подстилающим субстратом [Фролов, 1984]. Наиболее широко ледниково-морские отложения распространены вблизи побережий северных морей. Они включают в себя два генетических подтипа: субгляциальный (подледниковый) гляциомариний и прогляциальный (приледниковый).

Подледниковый гляциомариний образуется в процессе пассивного вытаивания обломочного материала из «теплой» подошвы шельфового ледника при слабом сортирующим воздействии водных масс. Такие сходные с континентальными тиллами образования А. Дрейманис выделил как «водный тилл», а Ю. А. Лаврушин, как «шельфовую морену». Вещественный состав их довольно разнообразен (рис. 7). Характерна слоистость от типично ленточной до неясно выраженной, обусловленная пульсационным таянием ледника [Рыбалко, 1992]. В составе подледникового гляциомариния выделяются проксимальная (внутренняя) и дистальная (краевая) фации (рис. 7). Последняя, отличающаяся повышенной мощностью, представляет собой аналог маргинального насыпного тилла континентальных ледников. Следует иметь в виду, что при нестационарном положении края шельфового ледника имеет место смещение фациальных границ и наложение разнофациальных осадков.

Приледниковый гляциомариний, формирующийся в более глубоководных условиях, связан с вытаиванием терригенного материала из айсбергов, что обусловило его лоскутное распространение, большую промытость, градационную дифференциацию осадков, преимущественно песчано-алеврито-глинистый состав. Характерным диагностическим признаком гляциомариния являются специфические текстуры вдавливания, огибания, обусловленные попаданием ледниковых обломков «дропстонов». Типично для прогляциального гляциомариния присутствие морской фауны, диатомей, аутигенных минералов – карбонатов,

сульфидов, фосфатов, кремнезема и др. [Фролов 1984]. В составе его выделяются две фации – проксимальная существенно алеврито-песчаная, и дистальная глинисто-алевритистая, - связанные постепенными переходами (рис. 7).

1.2.2.6. Ветровой (эоловый) ряд

Эоловые отложения, связанные с развевающей, транспортирующей и аккумулирующей деятельностью ветра, образуются преимущественно в пустынных ландшафтах различных климатических поясов. В ледниковые эпохи они накапливались в перигляциальной зоне, отличавшейся криоаридным климатом. Среди эоловых отложений по литологии выделяются пески и алевриты. Последние, подвергшись гипергенному облессованию, превращались в лессовые образования (лессоиды), выделенные в самостоятельный генетический тип, отнесенный

к лессовому гипергенно-седиментогенному генетическому ряду (табл. 4). В составе ветрового ряда рассматриваются лишь один генетический тип – эолий.

1.2.2.6.1. Эоловые отложения (эолий). Эти образования подразделяются на два генетических подтипа - перевеянные (перфляционные) и навеянные (суперфляционные). Перфляционные отложения, распространенные наиболее широко, представлены песками, образованными в основном за счет перевевания различных по генезису преимущественно водных осадков и отчасти за счет дефляции продуктов разрушения коренных пород. В зависимости от силы ветра, характера субстрата, растительного покрова и других факторов эоловые пески создают разнообразные по морфологии формы аккумуляции, из которых в пустынях преобладают поперечные к направлению ветра барханы и продольные гряды. При более сложном (переменном) ветровом режиме возникают бугристые, ячеистые и другие разновидности эолового рельефа. Для внепустынных областей более характерны дюны и гряды. Эоловые пески довольно редко переходят в ископаемое состояние. Их диагностическими признаками являются наличие крупной косой слоистости с передовыми слоями, падающими под углами, близкими к углу естественного откоса (рис. 8), знаки низкоамплитудной ряби, высокая степень сортировки (в среднем до тонкого песка), высокая степень окатанности и округлости зерен, их полированность, отсутствие глинистых минералов, присутствие ветрогранников – многоугольных обломков, покрытых коррозионными кавернами, штриховкой, ячеями.

Навеянные(суперфляционные) отложения развиты более ограниченно. К ним относятся плащеобразно залегающие рыхлые алевриты, не претерпевшие лессового гипергенеза, и вулканические пеплы (эолий вулканический), которые могут переноситься ветром на тысячи километров. Последние, характеризующиеся светло-серой окраской, тонкой горизонтальной слоистостью, отсутствием окатанности, довольно хорошо диагностируются и служат уникальными маркирующими горизонтами, фиксирующими определенные события геологического времени.

1.2.3. БИОГЕННЫЙ КЛАСС

К этому генетическому классу, включающему в себя два генетических типа - палюстринный и зоогенный, - относятся образования, формирование которых связано с жизнедеятельностью растений, животных и насекомых.

1.2.3.1. Палюстринные (болотные) образования (палюстрий)

Палюстрий представлен в основном торфом – коричневатой (дочерной) породой, состоящей из остатков отмерших растений, подвергшихся разложению в условиях повышенной влажности и затрудненного доступа воздуха. Структура торфа неслоистая, волокнистая, обычно присутствие минеральных примесей. Нередко он связан постепенными переходами с гидроморфными болотными почвами. Различают три разновидности торфяников - низинные, верховые и переходные. Низинные торфяники образуются в понижениях рельефа – в долинах рек, на побережьях озер и рек за счет отмирания болотной растительности, требующей грунтового питания; зольность их, изменяющаяся от 5-10 до 10-18 %, зависит от типа растений. Верховой торф, приуроченный к плоходренируемым водоразделам, формируется за счет отмирающей растительности атмосферного питания (преимущественно сфагновых мхов); он характеризуется малой зольностью (2-4 %) и большой скоростью торфообразования (до 1-3 мм/год). Мощность его достигает 10 м и более. Переходный тип торфа, образующийся за счет растений низинных и верховых болот, имеет небольшую мощность и приурочен обычно к окраинам верховых болот. Наиболее широко торфяники развиты в таежной зоне. Они служат источником дешевого топлива, удобрением, объектом для радиоуглеродного датирования, а также используются в качестве стратиграфических реперов при корреляции разрезов.

1.2.3.2. Зоогенные образования (зоогений)

Эти отложения распространены весьма ограниченно и, как правило, не являются объектом геологического картирования. Они представлены гуано, термитниками, сурчиными выбросами, бобровыми плотинами.

1.2.4. ТЕКТОНОГЕННЫЙ КЛАСС

В составе тектоногенного класса выделен один генетический тип – грязевулканический (лютовулканит).

1.2.4.1. Лютовулканические (грязевулканические) отложения (лютовулканит)

Эти отложения связаны с грязевым вулканизмом, проявляющимся как на суше, так и в морских бассейнах при наличии активного тектонического режима, мощных осадочных толщ, включающих пластичные флюидонасыщенные отложения. Основными путями движения грязевулканических продуктов из недр к поверхности являются разрывные нарушения. Тесно связанные с нефтегазоносными структурами грязевые вулканы представляют собой крупные холмы плоскоконической формы высотой до 400 м и более с диаметром основания от 100 м до 4 км. На их вершинах располагаются воронкообразные кратеры, переходящие в жерловые каналы глубиной до 10-12 км. В составе рассматриваемого генетического типа выделяются два подтипа - сопочных выбросов (сопочных брекчий) и грязевых потоков (сопочных глин). Первый из них связан с активной фазой грязевого вулканизма, когда во время крупных извержений через кратеры происходит выброс грязевулканической брекчии, твердая фаза которой состоит из обломков пород размером до 2-2,5 м, включенных в глинистый матрикс, образованный в результате переработки брекчий газово-жидкими компонентами грязевого вулканизма. В промежутках между крупными извержениями в кратерном поле вулканов функционируют многочисленные паразитические аппараты – грязевые сопки (сальзы), грифоны, связанные преимущественно с апофизами вулканического жерла, выделяющие газ, воду и илистую грязь, относящиеся ко второму подтипу лютовулканических образований. Суммарная мощность грязевулканических отложений в центральной части крупных вулканов достигает 800-1000 м. Грязевые вулканы служат природными поисково-разведочными скважинами, позволяющими судить о геологическом строении и нефтегазоносности территории. Сопочные глины используется в качестве строительного сырья и в бальнеологических целях.

1.2.5. МАГМАТИЧЕСКИЙ КЛАСС

Этот класс, объединяющий образования, связанные с магматическими геологическими процессами, представлен одним генетическим вулканическим рядом.

1.2.5.1. Вулканический ряд

Рассматриваемые образования, связанные с деятельностью магмы в поверхностной зоне земли, представляют собой продукты извержений, выжатые, излившиеся и выброшенные силой вулканического взрыва, не испытавшие дальнейшего перемещения экзогенными процессами. Они характерны для областей активного горообразования и рифтогенеза. Общими особенностями вулканитов являются непосредственная пространственная и генетическая связь с вулканическим очагом, вулканический механизм подачи материала на поверхности, зависимость его состава от расплава и типа вулканизма. Наиболее распространенными аккумулятивными формами рельефа извержений центрального типа являются куполовидные, щитовые, шлаковые вулканы, стратовулканы и пирокластические конусы. При извержениях линейного типа на водоразделах образуются лавовые плато, иногда значительных размеров, а при излиянии лав в долины – лавовые потоки протяженностью в десятки километров.

Наиболее обстоятельно вопросы генетической классификации вулканитов рассмотрены в работах Л. Н. Ботвинкиной (1974) и Е.Ф. Малеева (1975, 1980), которые легли в основу принятой классификации (табл. 4). В соответствии с утвердившимся в четвертичной геологии динамическим принципом генетической классификации отложений среди вулканитов по преобладающему процессу формирования выделены четыре генетических типа – эструзивный (выжатый), эффузивный (излившийся), эксплозивный (выброшенный силой вулканического взрыва) и гидроэксплозивный (связанный с гидровулканизмом) [Марковский, Ротман, 1988]. Выделение особой группы (класса) вулканогенно-осадочных отложений вступает в противоречие с вышеуказанным, общепринятым в четвертичной геологии, принципом генетической классификации, поскольку они отличаются от отложений других генетических типов не по ведущему процессу образования, а присутствием в их вещественном составе переотложенного вулканического материала.

1.2.5.1.1. Экструзивные образования (экструзив). Эти o6разования связаны с вязким магматическим расплавом преимущественно кислого или среднего состава, застывающего близ поверхности земли или непосредственно при выходе на нее (без растекания). Среди экструзивов выделяются две генетические разновидности (табл. 4) – жерловые (некки) и экструзивные купола. К первым из них относятся столбообразные тела - некки или жерловины, образованные застывшей в жерле вулкана магмой с характерной флюидальной текстурой, отражающей восходящее субвертикальное течение магмы.

Форма некков в плане близка к изометричной, хотя нередко осложнена «языками» и дайками. Отпрепарированные денудацией остатки некков достигают высоты до нескольких десятков и даже сотен метров при поперечнике от сотен метров до нескольких километров.

Экструзивные купола (рис. 9) формируются в результате выжимания, выдавливания из жерла вулкана вязкой лавы, застывающей на поверхности над подводящим каналом в виде куполов, игл, обелисков, нередко закупоривающих жерло и являющихся причиной эксплозий, сопровождающихся образованием пирокластического материала. Наиболее крупный обелиск высотой до 400 м образовался у вулкана Мон-Пеле на о. Мартиника при извержении 1902 г. В целом же выдавленные купола обычно недолговечны из-за разрушения взрывами при формировании и последующих извержениях.

1.2.5.1.2. Эффузивные образования (эффузив). Эффузивный тип представляет собой излившиеся и застывшие на поверхности магматические расплавы. Характер возникающих при этом форм рельефа зависит от химического состава лав. Кислые липаритовые лавы, отличающиеся большой вязкостью, образуют на склонах вулканов короткие (до нескольких километров), мощные (до 100-200 м) потоки. Основные базальтовые, наиболее подвижные лавы формируют лавовые потоки мощностью от нескольких метров до нескольких десятков метров и протяженностью до нескольких десятков километров (рис. 9), а также покровы (лавовые плато), связанные с извержениями вулканических аппаратов центрального типа и трещинными излияниями. Средние по составу лавы - андезитовые и переходных разностей – образуют соответственно формы промежуточного типа между кислыми и основными. Для лав характерны скрытокристаллическая, порфировая, стекловатая (витрофировая), обломочная структуры, массивная, флюидальная, пористая, пузыристая текстуры. На основании этих признаков, а также состава и характера поверхности застывших лав среди эффузивов довольно условно выделяется несколько генетических разновидностей [Ботвинкина, 1974] (табл. 4).

Потоки волнистых лав - относительно жидкие, дегазированные, чаще основного состава. При их застывании образуются сморщивающиеся эластичные пленки, обусловливающие возникновение волнообразного микрорельефа. Более вязкие потоки обломочных лав, сложенные обломками, сцементированными той же лавой, характеризуются шероховатой угловатой поверхностью. При контакте газонасыщенных потоков жидкой лавы с водой (в т. ч. в субаэральной подледной обстановке) в условиях ее быстрого остывания и перепадов давления возникают подушечные лавы с разной формой отдельности. Потоки пенистых лав связаны с вязкими, насыщенными летучими компонентами расплавами. При перемещении их в поверхностные условия происходит либо обособление газонасыщенных участков внутри лавового потока, или «вскипание» его с формированием пузыристой (пемзовидной) текстуры.

1.2.5.1.3. Гидроэксплозивные образования (гидроэксплозив). Эти образования представлены породами, относящимися согласно терминологии вулканитов к гиалокластитам (гиалокластическим туфам), сложенным преимущественно мелкораздробленным вулканическим стеклом. Их формирование связано с дроблением и специфической закалкой продуктов подводных, в т. ч. наземных, подледных извержений преимущественно основного состава. Процессы дробления существенно различаются между собой. По-видимому, наиболее действенные из них,

продуцирующие мощные толщи гиалокластитов, связаны с гидровулканизмом, явлением, возникающим при взаимодействии расплава с водой в условиях быстрой передачи тепла, когда вода мгновенно испаряясь, расширяется, резко увеличивая давление, что и приводит к взрывам, дробящим застывающий расплав [Марковский, Ротман, 1988]. Учитывая специфику этого процесса, гидроэксплозивы выделены самостоятельный генетический тип. Гиалокласты могут возникать и при «торошении» стеклянной корки закаливания, образующиеся на поверхности лавового потока в результате охлаждающего действия воды при продолжающемся поступательном движении лавы. Однако в этом случае мощность их крайне невелика [Ботвинкина, 1974]. Гидроэксплозивы парагенетически связаны с подушечными лавами, а при подледных излияниях и с лахарами. Они имеют чрезвычайно большое полеогеографическое и стратиграфическое значение, являясь одновременно в разрезах континентальных образований маркерами существовавших ранее ледниковых покровов и объектом K-Arдатирования, подтверждающих из возраст. Так, например, в последнее десятилетие в суммарном разрезе Восточно-Тувинского лавового поля присутствие датированных гиалокластитов зафиксировано на 6 стратиграфических уровнях в диапазоне от эоплейстоцена (1700-1600 тыс. лет) до верхнего неоплейстоцена (60-70 тыс. лет) [Ярмолюк, Лебедев, Сугоракова и др., 2001], что способствовало уточнению и детализации региональной стратиграфической схемы квартера региона [Борисов, Минина, 2002].

1.2.5.1.4. Эксплозивные образования (эксплозив). К ним отнесены образования, представленные пирокластическим материалом (тефрой) в основном кислого состава, различной размерности (от вулканических бомб до пепла), транспортируемых силой вулканического взрыва и частично автоэксплозивными процессами. В ископаемом состоянии эксплозивы представлены различными туфами и агломератами. В зависимости от способа перемещения обломочного вулканического материала в них выделены два генетических подтипа – пирокластических потоков и вулканических выбросов.

Пирокластические потоки характеризуются выносами из кратера сильногазонасыщенного ювенильного раскаленного обломочного материала, который не распыляется в воздухе, а недифференцированной массой в виде потока течет по пониженным частям рельефа [Ботвинкина, 1974; Малеев, 1980], (рис. 9). В его движении существенную роль играет внутреннее давление расширяющихся газов. Среди пирокластических потоков выделяется несколько разновидностей (табл. 4).

Отложения игнимбритовых пирокластических потоков связаны с извержениями особого типа, характеризующимися мощным и длительным выдуванием из вулканического аппарата горячей эмульсии раскаленных частиц преимущественно кислого расплава в массе горячих газов, в результате чего формируются значительные по площади (десятки тысяч квадратных километров) и мощности (сотни метров) покровы и потоки, нивелирующие рельеф. Для этих образований характерно наличие рыхлых, спекшихся и сплавленных разностей, довольно однородная пепловая и мелкообломочная структура. Наиболее типичны и распространены игнимбритовые потоки с фьямме – переплавленными обломками (преимущественно пемзы) пламевидной формы.

Отложения пепловых и пемзовых пирокластических потоков образуются на заключительных этапах вулканической деятельности сопровождающейся образованием кальдер, падением внутреннего газового давления и понижением температуры. Поэтому в отличие от игнимбритов им в основном свойственна рыхлая или слабоспекшаяся структура. Отсутствие сортировки и слоистости, наличие следов фумарол отличает эти образования от пемзопадов и пеплопадов. По мощности и площадному распространению рассматриваемые отложения уступают игнимбритам, с которыми они тесно связаны. Отложения пепловых потоков состоят на 50-70 % и более из пепла, остальную часть их образуют обломки пемзы, лапилли, бомбы, примеси шлаков. В составе пемзовых потоков преобладают обломки пемзы, заключенные в витрокластический пепел из пемзовой пыли.

Агломератовые пирокластические потоки имеют обычно андезитовый, дацитовый, андезибазальтовый состав [Малеев, 1980] с температурой 600-800°, обеспечивающей спекание лишь отдельных участков в отличие от масштабного игнимбритового сваривания. Протяженность их не превышает 10-25 км, а объем составляет от долей одного до нескольких кубических километров. Контуры потоков, нередко переходящих по периферии в лахары, определяются рельефом местности. Отложения характеризуются отсутствием слоистости и сортировки материала; глыбы и обломки ювенильного материала размером более 10 см закруглены в результате скалывания углов. Характерно большое содержание чуждых обломков.

Раскаленные лавины отличаются от агломератовых потоков в основном меньшими размерами - протяженностью менее 3 км и локализацией в пределах вулканического конуса (рис. 9). Эти образования представлены рыхлым грубообломочным угловатым материалом андезитового состава с размером глыб до 5-8 м и более. В разрезах переслаиваются с тефрой.

Эксплозивные отложения вулканических выбросов представляют собой застывшие обломки фрагментированной лавы и частично резургентного материала различной размерности, испытавшие относительно небольшой перенос по воздуху и формирующие насыпные формы рельефа в виде конусов, мантий, языков, шлейфов и покровов. Размещение их в пространстве определяется в основном силой вулканического взрыва и гравитацией. По особенностям вулканического процесса, составу среди этих образований выделяется несколько генетических разновидностей [Ботвинкина, 1974; Малеев, 1980] (табл. 4).

Тефровые отложения - это пирокластика, выпавшая из атмосферы из эруптивных туч вслед за извержением и впоследствии не перемещенная. В зависимости от типов магмы и извержений она различается по текстурам, структурам, крупности материала и его агрегатному состоянию [Малеев, 1980]. Основные лавы дают шлаки, бомбы, глыбы, а лавы кислого состава - распыленную тонкую пирокластику, пемзы и др. В прикратерных частях тефра иногда спекается, образуя аглютинаты. Своеобразными разновидностями тефры являются пизолитовные туфы, состоящие из пеплового материала, содержащего небольшие скопления пепла шарообразной формы, а также ксенотуфы, засоренные обломками пород фундамента. Е. В. Малеев (1980) выделяет три зоны формирования тефры в зависимости от удаленности от очага извержения: прикратерную, промежуточную и удаленную. В первой из них отлагается наиболее крупный, как правило, неслоистый материал (агломераты, вулканические брекчии, туфоагломераты, грубообломочные туфы). С удалением от центров извержений начинает преобладать материал псаммито-гравийной, псаммито-алевритовой и алевритопелитовой размерности. При выпадении пеплов в промежуточной и удаленной зонах благодаря воздушной гравитационной дифференциации и неоднократности взрывов формируется циклическая слоистая текстура.

Отложения шлаковых конусов (рис. 9) представляют собой фрагменты жидкой, полужидкой лавы обычно основного состава, выбрасываемые из жерла и застывающие в воздухе в виде крючковатых, угловатых пористых обломков различной размерности. Они нагромождаются обычно в виде крутосклонных конусов высотой от нескольких десятков сантиметров до сотен метров, внутри которых нередко горячий материал, спекаясь, образует агглютинат.

Отложения направленных взрывов (рис. 9), связанные с сильными разрушительными извержениями, представлены грубыми неслоистыми, несортированными агломератами с гнездообразным скоплением крупных (до 10-15 м) обломков как резургентного, так и ювенильного

происхождения, откладывающимися в форме секторов с вершиной в месте взрыва и характеризующимися крупнохолмистым рельефом, ограниченным по периферии фронтальным валом высотой до 10-20 м.

Отложения палящих туч связаны с выбросами раскаленного (250-300°) и газонасыщенного ювенильного материала без признаков спекания. С палящими тучами связано обугливание древесины и температурное воздействие на подстилающие породы. В ископаемом состоянии эти отложения представлены в основном туфами песчано-алевритовой размерности со следами воздушной сепарации материала.

1.2.6. КОСМОГЕННЫЙ КЛАСС

Образования, относимые к этому классу, связаны с метеоритными (импактными) кратерами, широко распространенными на Земле и других планетах Солнечной системы. Импактные кратеры и их ископаемые аналоги - астроблемы, значительно преобразованные последующими процессами и утратившие характерный морфологический облик, относятся к особым геологическим объектам, отличающийся по внутреннему строению и характеру залегающих в них пород от всех других объектов «земного» происхождения (вулканических, тектонических, эрозионных, денудационных и др.). Породы, выполняющие импактные кратеры - взрывные брекчии и импактиты, являющиеся результатом дробления, плавления, перемешивания и перемещения исходных пород субстрата, по своему происхождению, условия залегания, вещественному составу, текстурно-структурным особенностям отличаются от известных классов осадочных, магматических и метаморфических пород [Масайтис, Данилин, Мащак и др.,1980] и поэтому выделяются в самостоятельный генетический класс [Фролов, 1986], включающий один генетический тип коптогенных образований.

1.2.6.1. Коптогенные образования (коптоген)

Коптогенные образования связаны с ударным метаморфизмом. Порождаемая ударом и взрывом ударная волна, распространяемая радиально от точки соударения, производит значительную работу по нагреву, деформации, разрушению горных пород и экскавации впадины кратера. Возникающие при этом высокие давления и температуры (до 2000-3000 °С) вызывают преобразования в минералах и горных породах от трещиноватости до полного их плавления и испарения.

В строении импактных кратеров выделяются два комплекса: цокольный и коптогенный [Масайтис, Данилин, Мащак и др., 1980] (рис. 10). Первый из них включает в себя породы субстрата, частично раздробленные (аутигенная или автохтонная брекчия) и пластически деформированные (коптокатаклазиты). Аутигенная брекчия нередко пронизана инъекционными жилами раздробленного и частично переплавленного материала. Коптогенный комплекс включает аллогенную (аллохтонную) брекчию и импактиты, заполняющие частично после взрыва кратер и образующие насыпные вал и покровы. В астроблемах выделяются, кроме того, заполняющий комплекс, представленный отложениями разного генезиса, локально накапливающимися поверх коптогенных образований и нивелирующих кратер, а также перекрывающий комплекс, налегающий на все другие комплексы и имеющий региональное развитие [Масайтис, Данилин, Мащак и др., 1980].

Среди коптогенных образований выделяются два генетических подтипа - коптокластиты и импактиты. Первый из них представлен ударно-взрывными брекчиями, аутигенными и аллогенными различной размерности, а второй - импактитами - породами, возникшими из импактного расплава или включающими в заметном объеме продукты его застывания. Среди последних различают массивные разности – тагамиты и обломочные - зювиты [Масайтис, 1980].

1.2.7. ТЕХНОГЕННЫЙ КЛАСС

Если все предыдущие генетические классы отложений связаны с естественными природными процессами - поверхностными экзогенными, питающимися энергией солнечной радиации, и эндогенными (магматическими, тектоническими), продуцируемыми внутренними силами Земли, космическими, то техногенный класс является искусственным с присущим только ему источниками энергии. Этот класс представлен одним генетическим типом - техногеном.

1.2.7.1. Техногенные образования (техноген)

В настоящее время деятельность человека (техногенез) стала соизмеримой по воздействию на природу с деятельностью геологических процессов. В результате техногенной транспортировки исходного материала, его переработки на месте возникли разнообразные по вещественному и фациальному составу техногенные образования (техногены), независимые от ороклиматических факторов, мощностью от нескольких до нескольких сот метров, имеющие точечную, линейную и площадную локализацию. Эти образования могут быть полезными ископаемыми, или содержать полезные компоненты, а в ряде случаев представлять опасность для окружающей среды и человека. Они подразделяются на ряд генетических подтипов (табл. 4).

Насыпные отложения представлены в основном терригенными, реже хемогенными и другими осадками. Среди них выделяются фации отвалов горнорудных предприятий, промышленных и энергетических предприятий (шлаки, золы, хвосты обогатительных фабрик и др.), насыпей транспортных, защитных, строительных, морфологически выраженных в виде терриконов, валов, дамб. Разновидностью насыпных фаций являются свалки мусора и бытовых отходов. Засыпные отложения образуются в процессе засыпки природных и техногенных отрицательных форм рельефа нередко материалом техногенного происхождения. Намывные отложения, характеризующиеся преимущественно терригенным (песчаным, гравийным, галечным) составом, формируются в процессе намыва с помощью гидромеханизмов при возведении плотин, дамб, защитных валов. Перемывные отложения, близкие по составу к намывным, образуются при добыче полезных ископаемых гидромониторами, драгами. Они характеризуются микрогрядовым или беспорядочно холмистым рельефом и часто содержат россыпные полезные ископаемые.

Отложения осаждения связаны с выпадением из техногенных бассейнов терригенных, хемогенных и органогенных осадков. Отложения перемешивания (агротехнические) представляют собой пахотные, садово-огородные земли, формирующиеся при регулярном искусственном перемешивании и внесении органоминеральных удобрений. Строительные отложения представлены строительными материалами, как техногенными, так и техногенно измененными природными (например, кирпич, цемент, бетон, стекло и др.). Селитебные отложения (культурный слой) - производственно-бытовые отходы, строительный мусор, остатки материальной культуры, формирующиеся в населенных пунктах. Они известны также в погребенном состоянии на археологических стоянках. Технодиагенетические образования представляют собой природные осадки, подвергшиеся техногенному изменению (диагенезу) под влиянием различных процессов (пропитки, цементации, спекания, обжига, расплавления, измельчения и др.).