Тұнба тау жыныстарының пайда болуы мен құрамы

Шөгінді тау жыныстары – минералдар мен органикалық бөлшектердің жиналуынан, бірігуінен пайда болады. Эрозия, тозу, тасымалдау процестері түсіндіріледі.

25 мин оқу

100%

Дереккөз: Sedimentary rock — Wikipedia

Ағылшыншамен салыстырыңыз: абзацты басыңыз — түпнұсқа терезеде ашылады. Абзац астындағы EN түймесі оны мәтін ішінде көрсетеді.

Мазмұны

Кіріспе

Тау жыныстары бөлшектердің шөгінуі және цементтелуі нәтижесінде қалыптасады.

Шөгінді тау жыныстары – Жер бетінде минералды немесе органикалық бөлшектердің жиналуы немесе шөгінуі нәтижесінде пайда болатын тау жыныстарының түрлері. Седиментация – осы бөлшектердің орнында тұруына себеп болатын процестердің жиынтық атауы. Шөгінді тау жыныстарын құрайтын бөлшектер шөгінді деп аталады және геологиялық қалдықтардан (минералдардан) немесе биологиялық қалдықтардан (органикалық заттардан) тұруы мүмкін. Геологиялық қалдықтардың пайда болуына ауа райының әсерінен және бұрынғы тау жыныстарының эрозиялануы, сондай-ақ жанартаулардан шыққан еріген лаваның қатаюы себеп болады. Геологиялық қалдықтар су, жел, мұз немесе массалық қозғалыс арқылы шөгінді жиналатын жерге жеткізіледі, олар денудация агенттері деп аталады. Биологиялық қалдықтар суда өмір сүрген өлі организмдердің денелері мен бөліктерінен (көбінесе қабықшаларынан) және олардың фекальдық массасынан тұрады, олар судағы суларда еріп, су қоймаларының түбінде (теңіз қарлары) баяу жиналады. Седиментация еріген минералдардың судағы ерітіндіден тұнбаға түсуі арқылы да жүзеге асуы мүмкін. Жер қыртысының құрлықтарындағы шөгінді тау жыныстарының қаптамасы кең (Жердің қазіргі жер бетінің 73%-ын құрайды), бірақ шөгінді тау жыныстарының көлемі қыртыстың жалпы көлемінің 8%-ын ғана құрайды деп есептеледі. Шөгінді тау жыныстары – негізінен магмалық және метаморфтық тау жыныстарынан тұратын қыртыстың жұқа қаптамасы болып табылады. Шөгінді тау жыныстары қабаттар түрінде жинақталып, төсеме деп аталатын құрылымды құрайды. Шөгінді тау жыныстары көбінесе шөгінді алаптар деп аталатын ірі құрылымдарға шөгіп түседі. Марста да шөгінді жыныстар табылды. Шөгінді тау жыныстары мен тау жыныстарының қабаттарын зерттеу жолдар, үйлер, туннельдер, каналдар және басқа да құрылыстар салу сияқты азаматтық инженерияда қолданылатын жер асты туралы мәліметтер береді. Шөгінді тау жыныстары көмір, жанармай, ауыз су және кендер сияқты табиғи ресурстардың маңызды көзі болып табылады. Шөгінді тау жыныстары қабаттарының тізбегін зерттеу – Жер тарихын, оның ішінде палеогеографияны, палеоклиматологияны және өмір тарихын түсінудің негізгі көзі. Шөгінді тау жыныстарының қасиеттерін және пайда болуын зерттейтін ғылыми сала седименталогия деп аталады. Седименталогия геология мен физикалық географияның бір бөлігі болып табылады және жертану, геоморфология, геохимия және құрылымдық геология сияқты басқа да ғылымдармен байланысты.

Sedimentary rocks are types of rock that are formed by the accumulation or deposition of mineral or organic particles at Earth's surface, followed by cementation. Sedimentation is the collective name for processes that cause these particles to settle in place. The particles that form a sedimentary rock are called sediment, and may be composed of geological detritus (minerals) or biological detritus (organic matter). The geological detritus originated from weathering and erosion of existing rocks, or from the solidification of molten lava blobs erupted by volcanoes. The geological detritus is transported to the place of deposition by water, wind, ice or mass movement, which are called agents of denudation. Biological detritus was formed by bodies and parts (mainly shells) of dead aquatic organisms, as well as their fecal mass, suspended in water and slowly piling up on the floor of water bodies (marine snow). Sedimentation may also occur as dissolved minerals precipitate from water solution. The sedimentary rock cover of the continents of the Earth's crust is extensive (73% of the Earth's current land surface), but sedimentary rock is estimated to be only 8% of the volume of the crust. Sedimentary rocks are only a thin veneer over a crust consisting mainly of igneous and metamorphic rocks. Sedimentary rocks are deposited in layers as strata, forming a structure called bedding. Sedimentary rocks are often deposited in large structures called sedimentary basins. Sedimentary rocks have also been found on Mars. The study of sedimentary rocks and rock strata provides information about the subsurface that is useful for civil engineering, for example in the construction of roads, houses, tunnels, canals or other structures. Sedimentary rocks are also important sources of natural resources including coal, fossil fuels, drinking water and ores. The study of the sequence of sedimentary rock strata is the main source for an understanding of the Earth's history, including palaeogeography, paleoclimatology and the history of life. The scientific discipline that studies the properties and origin of sedimentary rocks is called sedimentology. Sedimentology is part of both geology and physical geography and overlaps partly with other disciplines in the Earth sciences, such as pedology, geomorphology, geochemistry and structural geology.

Түп-насырға негізделген жіктеу

Шөгінді тау жыныстарын олардың қалыптасуына жауапты процестерге сәйкес төрт топқа бөлуге болады: кластикалық шөгінді тау жыныстары, биохимиялық (биогендік) шөгінді тау жыныстары, химиялық шөгінді тау жыныстары және соққылар, вулканизм және басқа да аз мағыналы процестер нәтижесінде пайда болған "басқа" шөгінді тау жыныстарының төртінші санаты.

Кластикалық шөгінді тау жыныстары

Кластикалық шөгінді жыныстар бір-біріне цементтелген тау жынысының сынықтарынан (кластардан) құралған. Кластар көбінесе кварц, фельдшпар, саз минералдары немесе слюданың жеке түйіршіктері болып табылады. Дегенмен, кез келген минерал кездесуі мүмкін. Кластар бірнеше минералдан тұратын литикалық сынықтардан да құралуы мүмкін. Кластикалық шөгінді жыныстар басым бөлшек мөлшеріне сәйкес жіктеледі. Көптеген геологтар Удден-Вентворт түйіршік өлшемі шкаласын пайдаланып, бекемделмеген шөгіндіні үш фракцияға бөледі: қиыршық тас (>2 мм диаметр), құм (1/16 – 2 мм диаметр) және саз (<1/16 мм диаметр). Саз одан әрі оймақ (1/16 – 1/256 мм диаметр) және балшыққа (<1/256 мм диаметр) бөлінеді. Кластикалық шөгінді жыныстардың жіктелуі осы схемаға сәйкес келеді; конгломераттар мен брекшиялар негізінен қиыршық тастан, құмтастар негізінен құмнан, ал саз тастар негізінен саздан тұрады. Бұл үш бөлімді жіктелу ескі әдебиеттерде рудиттер, арениттер және лютиттер деген кең санаттармен көрсетіледі. Бұл үш кең санаттың жіктелуі кластардың пішініне (конгломераттар мен брекшиялар), құрамына (құмтастар) немесе түйіршік мөлшеріне немесе текстурасына (саз тастар) байланысты айырмашылықтарға негізделген.

Конгломераттар мен брексиялар

Конгломераттар көбінесе дөңгелек қиыршық тастардан, ал брекшиялар көбінесе бұрышты қиыршық тастардан құралған.

Саз тастар

Сазды тау жыныстары – кем дегенде 50% лай және саз мөлшеріндегі бөлшектерден тұратын шөгінді тау жыныстары. Бұл салыстырмалы түрде ұсақ бөлшектер судың немесе ауаның турбулентті ағысымен тасымалданып, ағыс баяулағанда және бөлшектер ерітіндіден тұнғанда шөгеді. Көптеген авторлар қазіргі уақытта "сазды тас" терминін негізінен саздан тұратын барлық тау жыныстарын атау үшін қолданады. Сазды тастар лай мөлшеріндегі бөлшектерден тұратын лайлы тастарға; лай және саз мөлшеріндегі бөлшектердің шамамен тең араласы бар сазды тастарға; және негізінен саз мөлшеріндегі бөлшектерден тұратын сазды тастарға бөлінеді. Көптеген авторлар "сланец" (жанартас) терминін қабатты сазды тас үшін (бөлшек мөлшеріне қарамастан) қолданады, бірақ кейбір ескі әдебиеттер "сланец" (жанартас) терминін сазды тасқа синоним ретінде қолданады.

Биохимиялық шөгінді тау жыныстары

Биохимиялық шөгінді тау жыныстары организмдер ауада немесе суда еріген заттарды өз тіндерін құру үшін қолданғанда пайда болады. Мысалдар:
Көптеген түрлері әктас маржан, моллюсктер және форминифералар сияқты организмдердің карбонатты қаңқаларынан түзіледі. Көмір – атмосферадан көміртегін алып, оны басқа элементтермен біріктіре отырып, тіндерін құраған өсімдіктерден пайда болған. Радиолярия және диатомдар сияқты микроскопиялық организмдердің кремнийлі қаңқаларының жиналуынан пайда болған шерт кен орындары.

Химиялық шөгінді тау жыныстары

Химиялық шөгінді тау жыныстары ерітіндідегі минералды құрамдастардың қанығуы артып, бейорганикалық түрде шөгіндіге түскенде пайда болады. Көбінесе химиялық шөгінді тау жыныстарына оолиттік әк тас және галит (тас тұз), сильвит, барит және гипс сияқты булану минералдарынан құралған тау жыныстары жатады.

Басқа шөгінді тау жыныстары

Бұл төртінші әртүрлі санатқа жанартау туфы және жанартау брокшалары кіреді, олар жанартаулардың шығарған лава сынықтарының шөгуінен және кейін цементтелуінен пайда болған, сондай-ақ соқтығысу оқиғаларынан кейін пайда болған брокшалар да кіреді.

Тұнбаларды тасымалдау және жинақтау

Тұнба тау жыныстары ауа, мұз, жел, гравитация немесе су ағындарымен көтерілген бөлшектердің шөгінді түрінде жиналуынан пайда болады. Бұл шөгінді көбінесе тау жыныстарын ыдырату және эрозия нәтижесінде пайда болатын бос материалдан құралады. Содан кейін материал бастапқы аймақтан шөгінді жиналатын аймаққа тасымалданады. Тасымалданатын шөгіндінің түрі, негізінен, бастапқы аймақтың геологиялық құрамына (шөгіндінің түзілу ортасына) байланысты. Дегенмен, кейбір тұнба тау жыныстары, мысалы, булану шөгінділері, шөгінді жиналатын жерде түзілген материалдан тұрады. Сондықтан, тұнба тау жынысының сипаты тек шөгіндінің мөлшеріне ғана емес, сонымен қатар ол қалыптасқан тұнба ортасына да байланысты.

Трансформация (диагенез)

Шөгінділер жинақталатын ортада, ескі шөгінділер жаңа шөгінділермен көміліп, диагенезге ұшырайды. Диагенез – шөгіндінің алғашқы жинақталуынан кейін болатын барлық химиялық, физикалық және биологиялық өзгерістердің жиынтығы, беттік әуерайылудан басқа. Бұл шөгінділердің тығыздалуы мен литификациялануын қамтиды. Диагенездің ерте сатылары, эогенез деп аталады, шамалы тереңдікте (бірнеше ондаған метр) жүзеге асады және шөгінділерде биотурбациямен және минералогиялық өзгерістермен сипатталады, тығыздалу өте аз. Қызыл құмтастарға түс беретін қызыл гематит эогенез кезінде пайда болуы мүмкін. Бактериялардың әрекеттесуі сияқты кейбір биохимиялық процестер тау жынысындағы минералдарға әсер етеді, сондықтан олар диагенездің бір бөлігі ретінде қарастырылады. Шөгінділердің тереңге көмілуі мезогенезбен бірге жүреді, осы кезеңде тығыздалу мен литификацияның көп бөлігі орын алады. Тығыздалу, жоғары жатқан шөгінділердің литостатикалық қысымының артуымен жүзеге асырылады. Шөгінділердің ұсақ бөлшектері тығыз орналасады, майлы минералдардың (мысалы, слюда) бөлшектері деформацияланады және кеуектік кеңістік азаяды. Шөгінділер бастапқыда жер асты немесе теңіз суымен қанықтырылған, ал кеуектік кеңістік азайғанда, осы коннатты сұйықтықтардың көп бөлігі сығылып шығады. Физикалық тығыздалудан өзге, қысымдық ерітініс арқылы химиялық тығыздалу да болуы мүмкін. Дәндердің арасындағы жанасу нүктелері ең көп кернеуге ұшырайды, ал кернеуге ұшыраған минерал дәннің қалған бөлігіне қарағанда оңай ериді. Нәтижесінде, жанасу нүктелері еріп, дәншелер тығыз жақындасады. Қысым мен температураның артуы органикалық затты лигнитке немесе көмірге айналдыратын сияқты қосымша химиялық реакцияларды ынталандырады. Литификация тығыздалудан кейін жүреді, себебі тереңдегі температураның жоғарылауы дәншелерді байланыстыратын цементтің шөгінуын жеделдетеді. Қысымдық ерітініс осы цементтеу процесіне де үлес қосады, өйткені кернеуге ұшыраған жанасу нүктелерінен еріген минералдар кернеусіз кеуектік кеңістіктерге қайта орналасады. Бұл кеуектілікті одан әрі азайтып, тау жынысын тығыз және берік етеді. Көмілген шөгінді тау жыныстарындағы қабаттарды алып тастау телогенезбен бірге жүреді, бұл диагенездің үшінші және соңғы сатысы. Эрозия шөгіндінің тереңдігін азайта бастағанда, метеориттік суға қайтадан ұшырау шөгінді тау жынысында қосымша өзгерістерге әкеледі, мысалы, екіншілік кеуектілікті жасау үшін цементтің бір бөлігін еріту. Жеткілікті жоғары температура мен қысымда диагенез аймағы метаморфизмге жол береді, бұл метаморфты тау жыныстарын қалыптастыратын процесс.

As sediments accumulate in a depositional environment, older sediments are buried by younger sediments, and they undergo diagenesis. Diagenesis includes all the chemical, physical, and biological changes, exclusive of surface weathering, undergone by a sediment after its initial deposition. This includes compaction and lithification of the sediments. Early stages of diagenesis, described as eogenesis, take place at shallow depths (a few tens of meters) and is characterized by bioturbation and mineralogical changes in the sediments, with only slight compaction. The red hematite that gives red bed sandstones their color is likely formed during eogenesis. Some biochemical processes, like the activity of bacteria, can affect minerals in a rock and are therefore seen as part of diagenesis. Deeper burial is accompanied by mesogenesis, during which most of the compaction and lithification takes place. Compaction takes place as the sediments come under increasing overburden (lithostatic) pressure from overlying sediments. Sediment grains move into more compact arrangements, grains of ductile minerals (such as mica) are deformed, and pore space is reduced. Sediments are typically saturated with groundwater or seawater when originally deposited, and as pore space is reduced, much of these connate fluids are expelled. In addition to this physical compaction, chemical compaction may take place via pressure solution. Points of contact between grains are under the greatest strain, and the strained mineral is more soluble than the rest of the grain. As a result, the contact points are dissolved away, allowing the grains to come into closer contact. The increased pressure and temperature stimulate further chemical reactions, such as the reactions by which organic material becomes lignite or coal. Lithification follows closely on compaction, as increased temperatures at depth hasten the precipitation of cement that binds the grains together. Pressure solution contributes to this process of cementation, as the mineral dissolved from strained contact points is redeposited in the unstrained pore spaces. This further reduces porosity and makes the rock more compact and competent. Unroofing of buried sedimentary rock is accompanied by telogenesis, the third and final stage of diagenesis. As erosion reduces the depth of burial, renewed exposure to meteoric water produces additional changes to the sedimentary rock, such as leaching of some of the cement to produce secondary porosity. At sufficiently high temperature and pressure, the realm of diagenesis makes way for metamorphism, the process that forms metamorphic rock.

Түсі

Седименттік тау жыныстарының түсі көбінесе темірмен анықталады, ол екі негізгі оксиді бар элемент: темір(II) оксиді және темір(III) оксиді. Темір(II) оксиді (FeO) тек төмен деңгейдегі оттегі (аноксиялық) жағдайларда ғана түзіледі және тау жынысына сұр немесе жасыл түс береді. Темір(III) оксиді (Fe2O3) оттегіге бай ортада көбінесе гематит минералы түрінде кездеседі және тау жынысына қызғылт-қоңыр түс береді. Құрғақ континенттік климатта тау жыныстары атмосферамен тікелей байланыста болады, сондықтан тотығу маңызды процесс болып табылады, бұл тау жынысына қызыл немесе қызғылт сары түс береді. Құрғақ климатта қалыптасқан қызыл шөгінді тау жыныстарының қалың қабаттары "қызыл төсек" деп аталады. Дегенмен, қызыл түс тау жынысы континенттік ортада немесе құрғақ климатта қалыптасқанын міндетті түрде білдірмейді. Органикалық материалдың болуы тау жынысын қара немесе сұр түске бояуы мүмкін. Органикалық материал көбінесе өсімдіктер сияқты өлген организмдерден түзіледі. Әдетте, мұндай материал тотығу немесе бактериялық әрекет арқылы ыдырайды. Алайда, аноксиялық жағдайларда органикалық материал ыдырамайды және органикалық заттарға бай қараңғы шөгінді қалдырады. Мұндай жағдай, мысалы, терең теңіздер мен көлдердің түбінде болуы мүмкін. Мұндай ортада судың араласуы шектеулі болады; нәтижесінде, беткі судан оттегі төмен қарай жеткізілмейді және шөгінді әдетте ұсақ қара балшық болып табылады. Сондықтан, органикалық заттарға бай қараңғы тау жыныстары көбінесе шифер болып табылады.

Құралы

Шөгіндінің класттарының (тастың бастапқы бөлшектерінің) мөлшері, пішіні және бағыты оның текстурасы деп аталады. Текстура – тау жынысының кішкентай масштабтағы қасиеті, бірақ оның ірі масштабтағы қасиеттерінің көптегенін анықтайды, мысалы, тығыздық, кеуектілік немесе өткізгіштік. Класттардың үш өлшемді бағыты тау жынысының құрылымы деп аталады. Класттардың мөлшері мен пішіні оларды бастапқы орнынан қозғаған шөгінді ортадағы ағыс жылдамдығы мен бағытын анықтау үшін қолданылуы мүмкін; ұсақ, әктасты лай тек тыныш суда тұнады, ал қиыршық тас және ірі кластар тек жылдам ағыс сумен қозғалады. Тау жынысының дән мөлшері әдетте Вентворт шкаласымен беріледі, бірақ кейде басқа шкалалар да қолданылады. Дән мөлшері диаметр немесе көлем түрінде көрсетілуі мүмкін және әрқашан орташа мән болып табылады, өйткені тау жынысы әртүрлі мөлшердегі кластардан тұрады. Дән мөлшерінің статистикалық таралуы әртүрлі тау жыныстары үшін әртүрлі болады және тау жынысының сұрыпталу қасиетімен сипатталады. Егер барлық кластар шамамен бірдей мөлшерде болса, тау жынысы «жақсы сұрыпталған» деп аталады, ал егер дән мөлшерінің таралуы кең болса, тау жынысы «жаман сұрыпталған» деп аталады. Класттардың пішіні тау жынысының пайда болуын көрсетеді. Мысалы, кокина – сынған қабықшалардан тұратын тас, тек белсенді су ортасында ғана пайда болады. Класттың пішінін сипаттау үшін төрт параметр қолданылады:
Беттік текстура – дәннің жалпы пішініне әсер етпейтін, өте кішкентай рельефтің мөлшерін сипаттайды. Мысалы, ұсақ жарықтармен жабылған, қырлы дәншелер эолдық құмтастарға тән. Дөңгелену – дән пішінінің жалпы тегісдігін сипаттайды. Сфералық – дәннің шарға қаншалықты жақын екенін сипаттайды. Дән пішіні – дәннің үш өлшемді пішінін сипаттайды. Химиялық шөгінді тастарда кристаллдардан ғана тұратын, кластикалық емес текстура болады. Мұндай текстураны сипаттау үшін кристаллдардың орташа мөлшері мен құрылымы ғана қажет.

The size, form and orientation of clasts (the original pieces of rock) in a sediment is called its texture. The texture is a small scale property of a rock, but determines many of its large scale properties, such as the density, porosity or permeability. The 3D orientation of the clasts is called the fabric of the rock. The size and form of clasts can be used to determine the velocity and direction of current in the sedimentary environment that moved the clasts from their origin; fine, calcareous mud only settles in quiet water while gravel and larger clasts are moved only by rapidly moving water. The grain size of a rock is usually expressed with the Wentworth scale, though alternative scales are sometimes used. The grain size can be expressed as a diameter or a volume, and is always an average value, since a rock is composed of clasts with different sizes. The statistical distribution of grain sizes is different for different rock types and is described in a property called the sorting of the rock. When all clasts are more or less of the same size, the rock is called 'well sorted', and when there is a large spread in grain size, the rock is called 'poorly sorted'. The form of the clasts can reflect the origin of the rock. For example, coquina, a rock composed of clasts of broken shells, can only form in energetic water. The form of a clast can be described by using four parameters:
Surface texture describes the amount of small scale relief of the surface of a grain that is too small to influence the general shape. For example, frosted grains, which are covered with small scale fractures, are characteristic of eolian sandstones. Rounding describes the general smoothness of the shape of a grain. Sphericity describes the degree to which the grain approaches a sphere. Grain form describes the three dimensional shape of the grain. Chemical sedimentary rocks have a non clastic texture, consisting entirely of crystals. To describe such a texture, only the average size of the crystals and the fabric are necessary.

Минералогия

Көптеген шөгінді жыныстар кварцтан (силицикластық жыныстар) немесе кальциттен (карбонатты жыныстар) тұрады. Игнейлік және метаморфтық жыныстардан өзгеше, шөгінді жыныстарда әдетте әртүрлі негізгі минералдардың саны өте аз болады. Дегенмен, шөгінді жыныстағы минералдардың пайда болуы магмалық жыныстарға қарағанда көбінесе күрделірек. Шөгінді жыныстағы минералдар бастапқы шөгінділерде кездесуі мүмкін немесе диагенез кезінде шөгінді түрінде пайда болуы мүмкін. Екінші жағдайда, минералдық шөгінді бұрынғы цементтің үстінде өсуі мүмкін. Оптикалық минералогия және петрографиялық микроскопты пайдалану арқылы күрделі диагенетикалық тарихты анықтауға болады. Карбонатты жыныстар негізінен кальцит, арагонит немесе доломит сияқты карбонатты минералдардан құралады. Карбонатты шөгінді жыныстардың цементі де, кластары да (фоссилдер мен ооидтарды қоса алғанда) көбінесе карбонатты минералдардан тұрады. Кластикалық жыныстардың минералогиясы бастапқы аймақтан келген материалға, оның тасымалдану жолына және осы минералдың тұрақтылығына байланысты анықталады. Тау жыныстарын құрайтын минералдардың тозуға төзімділігі Голдич еріту қатары арқылы көрсетіледі. Бұл қатарда кварц ең тұрақты, одан кейін фельдспар, мика және соңында, аз тозу болған жағдайда ғана кездесетін басқа тұрақсыз минералдар келеді. Тозудың деңгейі негізінен бастапқы аймаққа дейінгі қашықтыққа, жергілікті климатқа және шөгіндінің орналасқан жеріне жеткенге дейін кеткен уақытқа байланысты. Көптеген шөгінді жыныстарда мика, фельдспар және тұрақсыз минералдар каолинит, иллит немесе смектит сияқты саз минералдарына айналады.

Қалдықтар

Қатты тау жыныстарының үш негізгі түрінің ішінде, қазбалар ең көп шөгінді тау жыныстарында кездеседі. Көптеген магмалық және метаморфтық тау жыныстарынан өзгеше, шөгінді тау жыныстары қазба қалдықтарын жоймайтын температура мен қысымда қалыптасады. Көбінесе мұндай қазбаларды тек үлкейту арқылы ғана көруге болады. Табиғаттағы өлген организмдер әдетте жегіштер, бактериялар, шіру және эрозия салдарынан жылдам жойылады, бірақ ерекше жағдайларда осы табиғи процестер жүрмейді, нәтижесінде қазбалану процесі жүзеге асады. Шөгіндінің жылдамдығы жоғары болғанда (соның салдарынан дене тез көміледі), оттегі аз қоршаған ортада (бактериялық белсенділік төмен болғанда) немесе организмнің өте қатты қаңқасы болғанда қазбалану мүмкіндігі артады. Ірі, жақсы сақталған қазбалар салыстырмалы түрде сирек кездеседі. Қазбалар – тірі организмдердің тікелей қалдықтары немесе олардың қаңқаларының іздері болуы мүмкін. Ең көп сақталатындары – организмдердің сүйектері, қабықшалары және өсімдіктердің қатты тіндері. Жұмсақ тіндердің қазбалану ықтималдығы әлдеқайда төмен, ал 40 миллион жылдан астам ғасырлардың жұмсақ тіндерінің сақталуы өте сирек. Организмдер тірі кезінде қалдырған іздер – із қалдықтары деп аталады, мысалы, қуыстар, табан іздері және т.б. Шөгінді тау жынысының бір бөлігі ретінде қазбалар, қабылдаушы тау жынысы сияқты диагенетикалық процестерге ұшырайды. Мысалы, кальциттен тұратын қабықша еріп, кремнийлі цемент оның орнына толтырылуы мүмкін. Сол сияқты, минералдар бұрын қан тамырлары, тамырлы тіндер немесе басқа жұмсақ тіндер орналасқан қуыстарды толтырады. Бұл организмнің пішінін сақтайды, бірақ химиялық құрамын өзгертеді, бұл процесс перминерализация деп аталады. Перминерализацияға қатысатын ең көп таралған минералдар – әр түрлі аморфты кремний қышқылы (халцедон, кремень, шарт), карбонаттар (әсіресе кальцит) және пирит. Жоғары қысым мен температурада өлген организмнің органикалық материалы химиялық реакцияларға ұшырап, су және көмірқышқыл газы сияқты ұшпа заттар шығарылады. Нәтижесінде, қазба таза көміртектің жұқа қабатынан немесе оның минералданған түрі – графиттен тұрады. Бұл қазбалану түрі – карбондану деп аталады. Бұл өсімдік қазбалары үшін ерекше маңызды. Сол процесс көмір, тас көмір және басқа да қазылған отындардың пайда болуына да себепші болады.

Among the three major types of rock, fossils are most commonly found in sedimentary rock. Unlike most igneous and metamorphic rocks, sedimentary rocks form at temperatures and pressures that do not destroy fossil remnants. Often these fossils may only be visible under magnification. Dead organisms in nature are usually quickly removed by scavengers, bacteria, rotting and erosion, but under exceptional circumstances, these natural processes are unable to take place, leading to fossilisation. The chance of fossilisation is higher when the sedimentation rate is high (so that a carcass is quickly buried), in anoxic environments (where little bacterial activity occurs) or when the organism had a particularly hard skeleton. Larger, well preserved fossils are relatively rare. Fossils can be both the direct remains or imprints of organisms and their skeletons. Most commonly preserved are the harder parts of organisms such as bones, shells, and the woody tissue of plants. Soft tissue has a much smaller chance of being fossilized, and the preservation of soft tissue of animals older than 40 million years is very rare. Imprints of organisms made while they were still alive are called trace fossils, examples of which are burrows, footprints, etc. As a part of a sedimentary rock, fossils undergo the same diagenetic processes as does the host rock. For example, a shell consisting of calcite can dissolve while a cement of silica then fills the cavity. In the same way, precipitating minerals can fill cavities formerly occupied by blood vessels, vascular tissue or other soft tissues. This preserves the form of the organism but changes the chemical composition, a process called permineralization. The most common minerals involved in permineralization are various forms of amorphous silica (chalcedony, flint, chert), carbonates (especially calcite), and pyrite. At high pressure and temperature, the organic material of a dead organism undergoes chemical reactions in which volatiles such as water and carbon dioxide are expulsed. The fossil, in the end, consists of a thin layer of pure carbon or its mineralized form, graphite. This form of fossilisation is called carbonisation. It is particularly important for plant fossils. The same process is responsible for the formation of fossil fuels like lignite or coal.

Бастапқы шөгінді құрылымдар

Седименттік жыныстардағы құрылымдар бастапқы құрылымдарға (шоғырлану кезінде пайда болған) және екінші деңгейлі құрылымдарға (шоғырланудан кейін пайда болған) бөлінеді. Текстуралардан өзгеше, құрылымдар әрқашан ірі масштабты ерекшеліктер болып табылады, оларды дала жағдайында оңай зерттеуге болады. Седименттік құрылымдар шөгінді орта туралы ақпарат бере алады немесе тектоникалық процестер нәтижесінде шөгінді қабаттар еңкейген немесе аударылған жағдайда, қандай жағы бастапқыда жоғары қарағанын анықтауға көмектеседі. Седименттік тау жыныстары қабаттар немесе жазықтар түрінде орналасады. Жазық – біртекті литологиясы мен текстурасы бар тау жынысының қабаты. Жазықтардың бір-біріне үстіне шөгінділердің қабаттануы арқылы қалыптасады. Седименттік жыныстарды сипаттайтын жазықтар тізбегі жазықтық деп аталады. Жеке жазықтың қалыңдығы бірнеше сантиметрден бірнеше метрге дейін болуы мүмкін. Ірі емес, көрінеуі аз қабаттар ламина деп аталады, ал ламинаның тау жынысында қалыптасқан құрылымы ламинация деп аталады. Ламиналардың қалыңдығы көбінесе бірнеше сантиметрден кем болады. Жазықтық пен ламинация көбінесе бастапқыда көлденең бағытта орналасса да, бұл әрқашан осылай бола бермейді. Кейбір орталарда жазықтар (әдетте кішкентай) бұрышпен орналасады. Кейде бір тау жынысында әртүрлі бағыттағы қабаттар жиынтығы болады, мұндай құрылым қиғаш жазықтық деп аталады. Қиғаш жазықтық ағынмен келген ортада (жел немесе су) шөгінділердің қалыптасуына тән. Қиғаш жазықтықтың қарама-қарсысы – параллель ламинация, онда барлық шөгінді қабаттар параллель болады. Ламинациядағы айырмашылықтар көбінесе шөгінділердің жабдықталуындағы циклдық өзгерістерге байланысты болады, мысалы, жауын-шашынның, температураның немесе биохимиялық белсенділіктің маусымдық өзгерулеріне байланысты. Маусымдық өзгерістерді көрсететін (ағаш сақиналарына ұқсас) ламиналар варвалар деп аталады. Миллиметрлік немесе одан да ұсақ қабаттардан тұратын кез келген шөгінді жынысы ламинат деп аталады. Седименттік тау жыныстарында ламинация болмаған жағдайда, олардың құрылымдық сипаттамасы массивті жазықтық деп аталады. Градиенттік жазықтық – бұл кішкентай түйіршікті жазықтардың ірі түйіршікті жазықтардың үстінде орналасуымен сипатталатын құрылым. Бұл құрылым жылдам ағып жатқан су ағыны тоқтаған кезде пайда болады. Ірі, ауыр кластар алдымен шөгіп, содан кейін кіші кластар шөгіп түседі. Градиенттік жазықтық көптеген түрлі ортада қалыптаса алады, бірақ бұл тұмандық тоқтардың ерекшелігі болып табылады. Белгілі бір жазықтың беті, жазықтық пішіні деп аталады, сонымен қатар белгілі бір шөгінді ортаны көрсетеді. Жазықтық пішіндерінің мысалдары – құмды төбелер мен толқынды іздерді қамтиды. Құрал іздері мен флейта құймалары сияқты табандық іздер – қайтадан шөгінділермен жабылған бетке эрозиялық әсерден пайда болған ойыстар. Бұл көбінесе созылған құрылымдар болып табылады және оларды шөгінді кезінде ағын бағытын анықтау үшін пайдалануға болады. Толқынды іздер де ағынмен жүретін судың әсерінен пайда болады. Олар симметриялық немесе асимметриялық болуы мүмкін. Асимметриялық толқынды іздер өзендер сияқты ағын бір бағытта болатын ортада пайда болады. Мұндай толқынды іздердің ұзын жағы ағынның бастапқы жағында орналасқан. Симметриялық толқынды іздер ағындар бағытын өзгертетін ортада пайда болады, мысалы, тасқындық жазықтықтарда. Саз жарықтары – су бетіне уақыт-уақытпен шығатын шөгінділердің кебуінен пайда болатын жазықтық пішіні. Мұндай құрылымдар көбінесе тасқындық жазықтықтарда немесе өзендердегі тік бұрыштарда кездеседі.

Structures in sedimentary rocks can be divided into primary structures (formed during deposition) and secondary structures (formed after deposition). Unlike textures, structures are always large scale features that can easily be studied in the field. Sedimentary structures can indicate something about the sedimentary environment or can serve to tell which side originally faced up where tectonics have tilted or overturned sedimentary layers. Sedimentary rocks are laid down in layers called beds or strata. A bed is defined as a layer of rock that has a uniform lithology and texture. Beds form by the deposition of layers of sediment on top of each other. The sequence of beds that characterizes sedimentary rocks is called bedding. Single beds can be a couple of centimetres to several meters thick. Finer, less pronounced layers are called laminae, and the structure a lamina forms in a rock is called lamination. Laminae are usually less than a few centimetres thick. Though bedding and lamination are often originally horizontal in nature, this is not always the case. In some environments, beds are deposited at a (usually small) angle. Sometimes multiple sets of layers with different orientations exist in the same rock, a structure called cross bedding. Cross bedding is characteristic of deposition by a flowing medium (wind or water). The opposite of cross bedding is parallel lamination, where all sedimentary layering is parallel. Differences in laminations are generally caused by cyclic changes in the sediment supply, caused, for example, by seasonal changes in rainfall, temperature or biochemical activity. Laminae that represent seasonal changes (similar to tree rings) are called varves. Any sedimentary rock composed of millimeter or finer scale layers can be named with the general term laminite. When sedimentary rocks have no lamination at all, their structural character is called massive bedding. Graded bedding is a structure where beds with a smaller grain size occur on top of beds with larger grains. This structure forms when fast flowing water stops flowing. Larger, heavier clasts in suspension settle first, then smaller clasts. Although graded bedding can form in many different environments, it is a characteristic of turbidity currents. The surface of a particular bed, called the bedform, can also be indicative of a particular sedimentary environment. Examples of bed forms include dunes and ripple marks. Sole markings, such as tool marks and flute casts, are grooves eroded on a surface that are preserved by renewed sedimentation. These are often elongated structures and can be used to establish the direction of the flow during deposition. Ripple marks also form in flowing water. There can be symmetric or asymmetric. Asymmetric ripples form in environments where the current is in one direction, such as rivers. The longer flank of such ripples is on the upstream side of the current. Symmetric wave ripples occur in environments where currents reverse directions, such as tidal flats. Mudcracks are a bed form caused by the dehydration of sediment that occasionally comes above the water surface. Such structures are commonly found at tidal flats or point bars along rivers.

Екінші реттік шөгінді құрылымдар

Екінші реттік шөгінді құрылымдар – шөгіндінің қалыптасуынан кейін пайда болған құрылымдар. Мұндай құрылымдар шөгіндідегі химиялық, физикалық және биологиялық процестер нәтижесінде қалыптасады. Олар шөгінді қалыптасқаннан кейінгі жағдайлар туралы мәлімет бере алады. Кейбіреулерін бағытты анықтау үшін пайдалануға болады. Шөгіндідегі органикалық материалдардың іздері тек қазбалармен ғана шектелмейді. Сақталған іздер мен қуыстар іздік қазбалардың (икнофоссилдер) мысалы болып табылады. Мұндай іздер салыстырмалы түрде сирек кездеседі. Көбінесе іздік қазбалар – моллюскалар мен бунақденелілердің жасаған қуыстары. Мұндай қуыстарды қазу процесін геологтар биотурбация дейді. Бұл шөгінді қалыптасқаннан кейін болған биологиялық және экологиялық ортаның маңызды көрсеткіші болуы мүмкін. Алайда, организмдердің жасаған қуыстары шөгіндідегі басқа (біріншілік) құрылымдарды жоюы мүмкін, бұл оларды қайта құруды қиындатады. Екіншілік құрылымдар диагенез немесе топырақ (педогенез) процесі арқылы да қалыптасуы мүмкін, яғни шөгінді су деңгейінен жоғары көтерілген кезде. Карбонатты тау жыныстарында жиі кездесетін диагенетикалық құрылымның мысалы – стилолит. Стилолиттер – тау жынысының кеуектерінде материал ерігенінен пайда болатын, дұрыс емес жазықтықтар. Бұл белгілі бір химиялық элементтердің шөгіндісіне алып келіп, тау жынысын бояуға немесе дақтандыруға, немесе конкрециялардың пайда болуына себеп болуы мүмкін. Конкрециялар – қоршаған тау жынысынан өзгеше құрамға ие, көбінесе концентрлі денелер. Олардың пайда болуы қоршаған тау жынысының құрамындағы немесе кеуектілігіндегі шағын айырмашылықтарға байланысты болуы мүмкін, мысалы, қазбалардың, қуыстардың немесе өсімдік тамырларының маңында. Карбонатты тау жыныстарында, мысалы, әктас немесе борда, шерт немесе кремнезный конкрециялар жиі кездеседі, ал құрлықтағы құмтастарда кейде темір конкрециялары кездеседі. Бұрышты қуыстар немесе жарықтар бар сазды тау жыныстарындағы кальцит конкрециялары септариялық конкрециялар деп аталады. Шөгінді қалыптасқаннан кейін физикалық процестер шөгіндіні деформациялап, екінші реттік құрылымдардың үшінші класын құрауы мүмкін. Құм мен саз сияқты әртүрлі шөгінді қабаттары арасындағы тығыздық контрасты жалын тәрізді құрылымдарға немесе жүктемелі құймаларға алып келуі мүмкін, олар кері диапиризм нәтижесінде қалыптасады. Кластикалық қабат әлі де сұйық күйде болғанда, диапиризм тығыз жоғарғы қабаттың төменгі қабатқа батуына себеп болуы мүмкін. Кейде тығыздық контрасты литологиялардың бірі сусызданғанда пайда болады немесе күшейеді. Саз сусыздану нәтижесінде ығысуға бейім, ал құм көлемін сақтайды және салыстырмалы түрде тығыздығы төмендейді. Екінші жағынан, құм қабатындағы кеуекті қысым белгілі бір шекті мәннен асқанда, құм үстіңгі саз қабаттарын бұзып, ағып өтеді, нәтижесінде шөгінді бөгеттер деп аталатын шөгінді тау жыныстарының үйлеспеушілігі қалыптасады. Сол процесте үстіңгі қабаттарды бұзып, саз жанартаулары да пайда болуы мүмкін. Седименттік бөгеттер жылдың көп бөлігінде топырақ тоңған суық климатта да қалыптасуы мүмкін. Мұзданған жерде жарықтар пайда болып, үстінен құламалармен толады. Мұндай құрылымдар климаттық көрсеткіштер ретінде, сондай-ақ бағытты анықтау үшін қолданылуы мүмкін. Тығыздық контрасты шағын масштабтағы жарықтардың пайда болуына да алып келуі мүмкін, тіпті шөгінді қалыптасып жатқан кезде де (синхронды шөгінділік жарықтар). Мұндай жарықтар дельтаның алдыңғы жағында немесе континенттік беткейде литифтелмеген шөгінділердің үлкен массалары жиналған кезде де пайда болуы мүмкін. Мұндай шөгінділердің тұрақсыздығы жиналған материалдың құлауына, жарықтардың пайда болуына және бүктелуге әкелуі мүмкін. Нәтижесінде тау жыныстарындағы құрылымдар – бұл шөгінділік бүктелулер мен жарықтар, оларды литифтелген тау жыныстарында тектоникалық күштердің әсерінен пайда болған бүктелулер мен жарықтардан ажырату қиын болуы мүмкін.

Secondary sedimentary structures are those which formed after deposition. Such structures form by chemical, physical and biological processes within the sediment. They can be indicators of circumstances after deposition. Some can be used as way up criteria. Organic materials in a sediment can leave more traces than just fossils. Preserved tracks and burrows are examples of trace fossils (also called ichnofossils). Such traces are relatively rare. Most trace fossils are burrows of molluscs or arthropods. This burrowing is called bioturbation by sedimentologists. It can be a valuable indicator of the biological and ecological environment that existed after the sediment was deposited. On the other hand, the burrowing activity of organisms can destroy other (primary) structures in the sediment, making a reconstruction more difficult. Secondary structures can also form by diagenesis or the formation of a soil (pedogenesis) when a sediment is exposed above the water level. An example of a diagenetic structure common in carbonate rocks is a stylolite. Stylolites are irregular planes where material was dissolved into the pore fluids in the rock. This can result in the precipitation of a certain chemical species producing colouring and staining of the rock, or the formation of concretions. Concretions are roughly concentric bodies with a different composition from the host rock. Their formation can be the result of localized precipitation due to small differences in composition or porosity of the host rock, such as around fossils, inside burrows or around plant roots. In carbonate rocks such as limestone or chalk, chert or flint concretions are common, while terrestrial sandstones sometimes contain iron concretions. Calcite concretions in clay containing angular cavities or cracks are called septarian concretions. After deposition, physical processes can deform the sediment, producing a third class of secondary structures. Density contrasts between different sedimentary layers, such as between sand and clay, can result in flame structures or load casts, formed by inverted diapirism. While the clastic bed is still fluid, diapirism can cause a denser upper layer to sink into a lower layer. Sometimes, density contrasts occur or are enhanced when one of the lithologies dehydrates. Clay can be easily compressed as a result of dehydration, while sand retains the same volume and becomes relatively less dense. On the other hand, when the pore fluid pressure in a sand layer surpasses a critical point, the sand can break through overlying clay layers and flow through, forming discordant bodies of sedimentary rock called sedimentary dykes. The same process can form mud volcanoes on the surface where they broke through upper layers. Sedimentary dykes can also be formed in a cold climate where the soil is permanently frozen during a large part of the year. Frost weathering can form cracks in the soil that fill with rubble from above. Such structures can be used as climate indicators as well as way up structures. Density contrasts can also cause small scale faulting, even while sedimentation progresses (synchronous sedimentary faulting). Such faulting can also occur when large masses of non lithified sediment are deposited on a slope, such as at the front side of a delta or the continental slope. Instabilities in such sediments can result in the deposited material to slump, producing fissures and folding. The resulting structures in the rock are syn sedimentary folds and faults, which can be difficult to distinguish from folds and faults formed by tectonic forces acting on lithified rocks.

Депозициялық орта

Шөгінді тау жыныстары пайда болатын ортаны шөгінділік орта деп атайды. Әрбір ортада геологиялық процестер мен жағдайлардың ерекше жиынтығы бар. Шөгіндінің қандай түрде жиналатыны тек сол жерге (көзі) тасымалданатын шөгіндіге ғана емес, сонымен қатар ортаның өзіне де байланысты. Теңіз ортасы – тау жынысы теңізде немесе мұхитта пайда болған дегенді білдіреді. Көбінесе терең және жасыл теңіз ортасы арасында айырма жасалады. Терең теңіз әдетте су бетінен 200 м-ден төмен орналасқан ортаны білдіреді (абиссаль жазықтығын қоса алғанда). Жайық теңіз ортасы жағалауға жақын орналасқан және континенттік шельфтің шекарасына дейін созылуы мүмкін. Мұндай ортадағы су қозғалысы, әдетте, терең ортадағыға қарағанда жоғары энергияға ие, өйткені толқын белсенділігі тереңдікпен төмендейді. Бұл дегеніміз, ірі шөгінді бөлшектерін тасымалдауға болады және жиналған шөгінді терең ортаға қарағанда ірі болуы мүмкін. Құрлықтан тасымалданған кезде құм, саз және балшық алмасып орналасады. Егер құрлық алыс болса, онда жиналған мұндай шөгінділердің мөлшері аз болуы мүмкін, ал биохимиялық процестер қалыптасқан тау жынысының түріне әсер етеді. Әсіресе, жылы климатты аймақтарда, жағалаудан алыс жатқан теңіз ортасында негізінен карбонат тау жыныстары жиналады. Жайық, жылы сулар карбонаттан жасалған қаңқалар құрайтын көптеген кішкентай организмдер үшін қолайлы мекен. Бұл организмдер өлгенде, олардың қаңқалары терең суға батып, қалың қабатты, әсіресе, әктас болып литифтенетін, әктас балшық қалыптастырады. Жылы, терең емес теңіз ортасы, сондай-ақ, шөгінді негізінен ірі организмдердің қаңқалы қаңқаларынан тұратын, коралл рифтері үшін идеалдық орта болып табылады. Терең теңіз ортасында теңіз түбін қозғайтын су ағыны аз. Мұндай жерлерге тек ұсақ бөлшектерді ғана тасымалдауға болады. Әдетте мұхит түбінде жиналатын шөгінділер – бұл ұсақ саз немесе микроорганизмдердің кішкентай қаңқалары. 4 км тереңдікте карбонаттардың ерігіштігі күрт өседі (бұл орын алатын тереңдік аймағы лизоклин деп аталады). Лизоклиннің астына сіңген әктасты шөгінді ерітеді; нәтижесінде осы тереңдікте әктас тастар пайда бола алмайды. Кремний қышқылынан (мысалы, радиолариялар) құрылған микроорганизмдердің қаңқалары ерімейтін және әлі де жинақталады. Кремний қаңқасынан құралған жартастың мысалы – радиоларит. Теңіз түбінің еңісі кішкентай болған кезде, мысалы, континенттік беткейлерде, шөгінді қаптама тұрақсыз болып, тұманды ағымдарды тудырады. Тұманды ағымдар – әдетте тыныш терең теңіз ортасының кенеттен бұзылуы және құм мен саз сияқты үлкен мөлшерде шөгінділердің бірден жиналуын тудырады. Тұманды ағыннан пайда болған тау жыныстары тізбегін турбидит деп атайды. Жағалау – бұл толқынның әсері басым орта. Жағажайда көбінесе құм немесе қиыршық тас сияқты тығыз шөгінділер, көбінесе қабық сынықтарымен араластырылған, ал саз және балшық көлеміндегі материал механикалық суспензияда сақталады. Тейлдің әсерінен сусымалы жерлер мен сусымалы көлдер кейде құрғап қалады. Олар көбінесе ағысы күшті және жиналған шөгінділердің дәндері үлкен болатын арықтармен қиылады. Өзендер теңіз немесе көл жағалауында суға кіргенде дельталар пайда болуы мүмкін. Бұл – өзен сағасының алдындағы жерлерге континенттен тасымалданған тұнбалардың үлкен жинақталуы. Дельталар негізінен кластикалық (химиялық емес) шөгінділерден тұрады. Континенттік шөгінді орта – материктің ішкі бөлігіндегі орта. Континенттік ортаның мысалдары – лагуналар, көлдер, батпақтар, су тасқыны алаптары және аллювиалды желдеткіштер. Сулы батпақтар, көлдер мен лагуналардың тыныш суында өлі өсімдіктер мен жануарлардың органикалық заттарымен араласқан ұсақ шөгінділер жиналады. Өзендерде судың энергиясы әлдеқайда жоғары және ауыр кластикалық материалды тасымалдауға болады. Су арқылы тасымалданудан басқа шөгінділер жел немесе мұздықтар арқылы тасымалдануы мүмкін. Желмен тасымалданған шөгінділер эолиялық деп аталады және әрқашан жақсы сұрыпталады, ал мұздықпен тасымалданған шөгінділер мұздық деп аталады және өте нашар сұрыпталады. Эолдық шөгінділер өте таңғажайып болуы мүмкін. АҚШ-тың солтүстік-батысында орналасқан Туаше формациясының жинақталу ортасында аралықта құрғақ кезеңдер болды, нәтижесінде ритмит қабаттары пайда болды. Кейіннен эрозиялық жарықтар топырақ материалдарының қабаттарымен, әсіресе эолдық процестермен толтырылды. Толтырылған кесінділер горизонтальды жиналған қабаттарда тігінен орналасқан қосымшалар түрінде пайда болды, осылайша формацияның қырық бір қабатының жиналу кезіндегі оқиғалар тізбегінің куәсі болды.

The setting in which a sedimentary rock forms is called the depositional environment. Every environment has a characteristic combination of geologic processes, and circumstances. The type of sediment that is deposited is not only dependent on the sediment that is transported to a place (provenance), but also on the environment itself. A marine environment means that the rock was formed in a sea or ocean. Often, a distinction is made between deep and shallow marine environments. Deep marine usually refers to environments more than 200 m below the water surface (including the abyssal plain). Shallow marine environments exist adjacent to coastlines and can extend to the boundaries of the continental shelf. The water movements in such environments have a generally higher energy than that in deep environments, as wave activity diminishes with depth. This means that coarser sediment particles can be transported and the deposited sediment can be coarser than in deeper environments. When the sediment is transported from the continent, an alternation of sand, clay and silt is deposited. When the continent is far away, the amount of such sediment deposited may be small, and biochemical processes dominate the type of rock that forms. Especially in warm climates, shallow marine environments far offshore mainly see deposition of carbonate rocks. The shallow, warm water is an ideal habitat for many small organisms that build carbonate skeletons. When these organisms die, their skeletons sink to the bottom, forming a thick layer of calcareous mud that may lithify into limestone. Warm shallow marine environments also are ideal environments for coral reefs, where the sediment consists mainly of the calcareous skeletons of larger organisms. In deep marine environments, the water current working the sea bottom is small. Only fine particles can be transported to such places. Typically sediments depositing on the ocean floor are fine clay or small skeletons of micro organisms. At 4 km depth, the solubility of carbonates increases dramatically (the depth zone where this happens is called the lysocline). Calcareous sediment that sinks below the lysocline dissolves; as a result, no limestone can be formed below this depth. Skeletons of micro organisms formed of silica (such as radiolarians) are not as soluble and are still deposited. An example of a rock formed of silica skeletons is radiolarite. When the bottom of the sea has a small inclination, for example, at the continental slopes, the sedimentary cover can become unstable, causing turbidity currents. Turbidity currents are sudden disturbances of the normally quiet deep marine environment and can cause the near instantaneous deposition of large amounts of sediment, such as sand and silt. The rock sequence formed by a turbidity current is called a turbidite. The coast is an environment dominated by wave action. At a beach, dominantly denser sediment such as sand or gravel, often mingled with shell fragments, is deposited, while the silt and clay sized material is kept in mechanical suspension. Tidal flats and shoals are places that sometimes dry because of the tide. They are often cross cut by gullies, where the current is strong and the grain size of the deposited sediment is larger. Where rivers enter the body of water, either on a sea or lake coast, deltas can form. These are large accumulations of sediment transported from the continent to places in front of the mouth of the river. Deltas are dominantly composed of clastic (rather than chemical) sediment. A continental sedimentary environment is an environment in the interior of a continent. Examples of continental environments are lagoons, lakes, swamps, floodplains and alluvial fans. In the quiet water of swamps, lakes and lagoons, fine sediment is deposited, mingled with organic material from dead plants and animals. In rivers, the energy of the water is much greater and can transport heavier clastic material. Besides transport by water, sediment can be transported by wind or glaciers. Sediment transported by wind is called aeolian and is almost always very well sorted, while sediment transported by a glacier is called glacial till and is characterized by very poor sorting. Aeolian deposits can be quite striking. The depositional environment of the Touchet Formation, located in the Northwestern United States, had intervening periods of aridity which resulted in a series of rhythmite layers. Erosional cracks were later infilled with layers of soil material, especially from aeolian processes. The infilled sections formed vertical inclusions in the horizontally deposited layers, and thus provided evidence of the sequence of events during deposition of the forty one layers of the formation.

Седименттік қатпарлар

Белгілі бір шөгінді ортада қалыптасқан тау жынысының түрі оның шөгінді фациясы деп аталады. Шөгінді орталар әдетте белгілі бір табиғи реттілікте бірімен-бірі қатар орналасады. Құм мен қиыршық тас жиналатын жағажай, әдетте, теңіздің тереңірек бөлігімен шектеседі, онда бір уақытта ұсақ шөгінділер жиналады. Жағажайдың артында құмды төбелер (мұндағы басым шөгінді жақсы сұрыпталған құм) немесе лагуна (жасыл балшық пен органикалық заттар жиналатын) болуы мүмкін. Әрбір шөгінді ортаның өзіне тән қасиеттері бар. Уақыт өте келе шөгінді қабаттар жинақталғанда, орта өзгеріп, бір жердегі жер астындағы фациялардың өзгеруіне әкелуі мүмкін. Екінші жағынан, белгілі бір жастағы тау жынысы қабаттарының бүйірлік бағыттағы зерттеулерінде олардың литологиясы (тау жынысының түрі) және фациясы өзгереді. Фацияларды бірнеше тәсілмен ажыратуға болады: ең көп қолданылатыны – литология (мысалы, әктас, сазтас немесе құмтас) немесе қазба қалдықтарының құрамы. Мысалы, коралл тек жылы және жақын теңіз ортасында ғана өмір сүреді, сондықтан кораллдың қазба қалдықтары жақын теңіз фациясына тән. Литология бойынша анықталатын фациялар литофациялар, ал қазбалар бойынша анықталатындары – биофациялар деп аталады. Шөгінді орталар уақыт өте келе географиялық орналасуын өзгерте алады. Теңіз деңгейі төмендегенде (регрессия), Жер қыртысындағы тектоникалық күштердің әсерінен жер беті көтерілгенде (трансгрессия) немесе өзен үлкен дельта құрғанда жағалау сызықтары теңізге қарай жылжуы мүмкін. Жер қойнауында мұндай географиялық өзгерістердің іздері өткен шөгінді орталардың фацияларындағы өзгерістер ретінде сақталады. Бұл шөгінді фациялардың белгілі бір жастағы тау жынысы қабатына параллель немесе перпендикуляр бағытта өзгеруі мүмкін екенін білдіреді, бұл құбылыс Уолтер заңымен сипатталады. Жағалаудың континентке қарай жылжуы – трансгрессия деп аталады. Трансгрессия кезінде терең теңіз фациялары жақын теңіз фацияларының үстіне орналасады, мұндай реттілік онлап деп аталады. Регрессия – жағалаудың теңізге қарай жылжуы. Регрессия кезінде жақын теңіз фациялары терең теңіз фацияларының үстіне орналасады, мұндай жағдай офлап деп аталады. Белгілі бір жастағы барлық тау жынысы фацияларын картаға түсіру арқылы палеогеографияға шолу жасауға болады. Әртүрлі жастағы карталар тізбегі аймақтық географияның дамуы туралы мәлімет береді.

The kind of rock formed in a particular depositional environment is called its sedimentary facies. Sedimentary environments usually exist alongside each other in certain natural successions. A beach, where sand and gravel is deposited, is usually bounded by a deeper marine environment a little offshore, where finer sediments are deposited at the same time. Behind the beach, there can be dunes (where the dominant deposition is well sorted sand) or a lagoon (where fine clay and organic material is deposited). Every sedimentary environment has its own characteristic deposits. When sedimentary strata accumulate through time, the environment can shift, forming a change in facies in the subsurface at one location. On the other hand, when a rock layer with a certain age is followed laterally, the lithology (the type of rock) and facies eventually change. Facies can be distinguished in a number of ways: the most common are by the lithology (for example: limestone, siltstone or sandstone) or by fossil content. Coral, for example, only lives in warm and shallow marine environments and fossils of coral are thus typical for shallow marine facies. Facies determined by lithology are called lithofacies; facies determined by fossils are biofacies. Sedimentary environments can shift their geographical positions through time. Coastlines can shift in the direction of the sea when the sea level drops (regression), when the surface rises (transgression) due to tectonic forces in the Earth's crust or when a river forms a large delta. In the subsurface, such geographic shifts of sedimentary environments of the past are recorded in shifts in sedimentary facies. This means that sedimentary facies can change either parallel or perpendicular to an imaginary layer of rock with a fixed age, a phenomenon described by Walther's Law. The situation in which coastlines move in the direction of the continent is called transgression. In the case of transgression, deeper marine facies are deposited over shallower facies, a succession called onlap. Regression is the situation in which a coastline moves in the direction of the sea. With regression, shallower facies are deposited on top of deeper facies, a situation called offlap. The facies of all rocks of a certain age can be plotted on a map to give an overview of the palaeogeography. A sequence of maps for different ages can give an insight in the development of the regional geography.

Седименттік алаңдар

Үлкен масштабтағы шөгінділер жиналатын жерлер шөгінді алаптар деп аталады. Алапқа жиналатын шөгіндінің мөлшері алаптың тереңдігіне, яғни қоныстану кеңістігіне байланысты. Алаптың тереңдігі, пішіні және көлемі тектоникаға, яғни Жердің литосферасындағы қозғалыстарға байланысты. Литосфера жоғары қарай жылжығанда (тектоникалық көтерілу), жер ақырында теңіз деңгейінен жоғары көтеріледі және эрозия материалды алып тастағандықтан, бұл аймақ жаңа шөгінділердің көзіне айналады. Литосфера төмен қарай жылжыған жерде (тектоникалық шөгу), алап пайда болады және шөгінділер жиналады. Континенттің екі бөлігінің бір-бірінен алыстауынан пайда болған алаптың бір түрі – жарылыс алабы деп аталады. Жарылыс алаптары – ұзын, тар және терең алаптар. Дивергентті қозғалысқа байланысты литосфера созылып, жұқарады, сондықтан ыстық астеносфера көтеріліп, үстіндегі жарылыс алабын қыздырады. Континенттік шөгінділерден басқа, жарылыс алаптарының құрамында көбінесе вулкандық шөгінділер де болады. Литосфераның үнемі созылуынан алап өскенде, жарылыс кеңейеді және теңіз кіре алады, теңіз шөгінділерін қалыптастырады. Литосфера қызып, созылып кеткеннен кейін салқындағанда, оның тығыздығы артады, бұл изостатикалық шөгуге алып келеді. Егер осы шөгу жеткілікті ұзаққа созылса, алап шөгінді алабы деп аталады. Шөгінді алаптарының мысалдары – континенттік шеттер бойындағы аймақтар, бірақ шөгінді алаптары континенттердің ішкі бөлігінде де кездеседі. Шөгінді алаптарында жаңа жиналған шөгінділердің артық салмағы шөгуді үздіксіз жалғастыру үшін жеткілікті. Сондықтан, шөгінді тоғанның жалпы қалыңдығы 10 км-ден асып кетуі мүмкін. Бассейннің үшінші түрі – конвергентті тақта шекараларында пайда болады, яғни бір тектоникалық тақтаның екіншісінің астына астеносфераға қарай жылжуы. Субдукцияланатын тақта иіліп, басым тақтаның алдында алдыңғы доғалы алапты құрайды – ұзын, терең асимметриялық алап. Алдыңғы доғалы алаптар терең теңіз шөгінділерімен және қалың турбидиттер қабаттарымен толтырылған. Мұндай шөгінділер флиш деп аталады. Екі тақтаның конвергентті қозғалысы континенттік соқтығысуға әкелгенде, алап жайыңқырап, алдыңғы алапқа айналады. Сонымен қатар, тектоникалық көтерілу басым тақтада тау белдеуін қалыптастырады, одан көп мөлшерде материал эрозияға ұшырап, алапқа тасымалданады. Өсіп келе жатқан тау тізбегінің мұндай эрозиялық материалы моласс деп аталады және тереңдігі аз теңіздік немесе континенттік фациеске ие. Сонымен қатар, тау белдеуінің салмағы артуы басым тақтаның тау белдеуінен басқа жағында изостатикалық шөгуге алып келеді. Бұл шөгуден пайда болған алап түрі артқы доғалы алап деп аталады және әдетте жағалаудағы шөгінділермен және моласспен толтырылады.

Places where large scale sedimentation takes place are called sedimentary basins. The amount of sediment that can be deposited in a basin depends on the depth of the basin, the so called accommodation space. The depth, shape and size of a basin depend on tectonics, movements within the Earth's lithosphere. Where the lithosphere moves upward (tectonic uplift), land eventually rises above sea level and the area becomes a source for new sediment as erosion removes material. Where the lithosphere moves downward (tectonic subsidence), a basin forms and sediments are deposited. A type of basin formed by the moving apart of two pieces of a continent is called a rift basin. Rift basins are elongated, narrow and deep basins. Due to divergent movement, the lithosphere is stretched and thinned, so that the hot asthenosphere rises and heats the overlying rift basin. Apart from continental sediments, rift basins normally also have part of their infill consisting of volcanic deposits. When the basin grows due to continued stretching of the lithosphere, the rift grows and the sea can enter, forming marine deposits. When a piece of lithosphere that was heated and stretched cools again, its density rises, causing isostatic subsidence. If this subsidence continues long enough, the basin is called a sag basin. Examples of sag basins are the regions along passive continental margins, but sag basins can also be found in the interior of continents. In sag basins, the extra weight of the newly deposited sediments is enough to keep the subsidence going in a vicious circle. The total thickness of the sedimentary infill in a sag basin can thus exceed 10 km. A third type of basin exists along convergent plate boundaries – places where one tectonic plate moves under another into the asthenosphere. The subducting plate bends and forms a fore arc basin in front of the overriding plate – an elongated, deep asymmetric basin. Fore arc basins are filled with deep marine deposits and thick sequences of turbidites. Such infill is called flysch. When the convergent movement of the two plates results in continental collision, the basin becomes shallower and develops into a foreland basin. At the same time, tectonic uplift forms a mountain belt in the overriding plate, from which large amounts of material are eroded and transported to the basin. Such erosional material of a growing mountain chain is called molasse and has either a shallow marine or a continental facies. At the same time, the growing weight of the mountain belt can cause isostatic subsidence in the area of the overriding plate on the other side to the mountain belt. The basin type resulting from this subsidence is called a back arc basin and is usually filled by shallow marine deposits and molasse.

Астрономиялық циклдердің әсері

Көптеген жағдайларда шөгінді жыныстар тізбектерінің фациялық өзгерістері және басқа литологиялық ерекшеліктері циклдық сипатқа ие. Бұл циклдық сипат шөгінділердің жеткізілімінің және шөгінді ортаның циклдық өзгерулерінен туындайды. Мұндай циклдық өзгерістердің көпшілігі астрономиялық циклдарға байланысты. Ұзындығы аз астрономиялық циклдар, мысалы, екі апта сайын болатын таяп су мен шегіну суының арасындағы айырмашылықты қамти алады. Ал үлкен уақыт өлшемдерінде климат пен теңіз деңгейіндегі циклдық өзгерістер Миланкович циклдарымен байланысты: Жердің айналу осінің және/немесе Күнді айналатын орбитасының бағыты мен/немесе пішініндегі циклдық өзгерістер. 10 000 жылдан 200 000 жылға дейін созылатын бірнеше Миланкович циклы белгілі. Жер осінің бағытындағы немесе жыл мезгілдерінің ұзақтығындағы салыстырмалы түрде шағын өзгерістер Жер климатына елеулі әсер етуі мүмкін. Мысалы, соңғы 2,6 миллион жылдағы мұз дәуірлері (квартерлік кезең) астрономиялық циклдардың нәтижесі деп саналады. Климаттың өзгеруі жаһандық теңіз деңгейіне (демек, шөгінді алаптарындағы кеңістік көлеміне) және белгілі бір аймақтан шөгінділердің жеткізілуіне әсер ете алады. Соңында, астрономиялық параметрлердегі шағын өзгерістер шөгінді ортада және шөгінділерде үлкен өзгерістерге алып келуі мүмкін.

Седиментация жылдамдығы

Шөгінділердің жиналу жылдамдығы орналасқан жеріне қарай әртүрлі болады. Құрғақ жазықтағы арнада бір күні бірнеше метр шөгінді жиналуы мүмкін, ал терең мұхит түбінде жыл сайын тек бірнеше миллиметр ғана шөгінді жиналады. Қалыпты шөгінділеу мен апаттық процестер нәтижесінде туындаған шөгінділеуді ажыратуға болады. Соңғы санатқа кенеттен болатын барлық ерекше процестер жатады, мысалы, көлбеу қозғалыстар, тау жыныстарының құлауы немесе су тасқыны. Апаттық процестер бірден көп мөлшерде шөгіндінің жиналуына себеп болуы мүмкін. Кейбір шөгінді орталарында шөгінді тау жыныстарының барлық қабатының көп бөлігі апаттық процестер арқылы қалыптасқан, тіпті орта әдетте тыныш болса да. Басқа шөгінді орталарында қалыпты, үздірсіз шөгінділеу басым. Көп жағдайда шөгінділеу баяу өтеді. Мысалы, шөлде жел кейбір жерлерде кремнийлі материалды (құм немесе балшық) жинақтайды немесе вадидің апаттық су тасқыны бірден көп мөлшерде ұсақ материалдың жиналуына әкелуі мүмкін, бірақ көп бөлігінде эолдық эрозия басым. Қалыптасқан шөгінді тау жыныстарының мөлшері тек жеткізілген материалдың мөлшеріне ғана емес, сонымен қатар материалдың қаншалықты нығайып, бірігуіне де байланысты. Эрозия жиналған шөгінділердің көп бөлігін жиналғаннан кейін көп ұзамай алып тастайды.

Стратиграфиялық

Жаңа тау жыныстары қабаттары ескі тау жыныстары қабаттарының үстінде орналасқандығы суперпозиция принципінде айтылады. Тізбекте әдетте үзілістер кездеседі, олар сәйкессіздіктер деп аталады. Бұл жаңа шөгінділер түспеген немесе ертерек шөгінді қабаттар теңіз деңгейінен көтеріліп, эрозияға ұшыраған кезеңдерді көрсетеді. Шөгінді жыныстар Жер тарихы туралы маңызды ақпаратты сақтайды. Олардың құрамында ежелгі өсімдіктер мен жануарлардың сақталған қалдықтары – қазбалар болады. Көмір шөгінді жыныстардың бір түрі саналады. Шөгінділердің құрамы түпкілікті тау жынысы туралы мәлімет береді. Бір-бірінен кейін келген қабаттар арасындағы айырмашылықтар уақыт өте келе ортаның өзгергенін көрсетеді. Шөгінді жыныстарда қазбалар кездеседі, себебі олар, магмалық және метаморфтық жыныстардың көпшілігінен айырмашылығы, қазба қалдықтарын жоймайтын температура мен қысымда қалыптасады.

Шығу тегі

Провиненция – шөгінділердің пайда болу тегін анықтау. Жер бетінде ашық жатқан барлық тау жыныстары физикалық немесе химиялық тозуға ұшырап, ұсақ бөлшекті шөгіндіге айналады. Барлық үш типтегі тау жынысы (магмалық, шөгінді және метаморфтық жыныстар) шөгінді бөлшектерінің бастауы болуы мүмкін. Шөгінділердің шығу тегін зерттеудің мақсаты – бастапқы аналық жыныстардан бастап, шөгіндінің жерленген орнына дейінгі тарихын қалпына келтіру және түсіндіру.