Осадочные породы: формирование, состав и значение.

Введение

Скала, образованная отложением и цементированием частиц.

Осадочные породы – это типы пород, которые формируются в результате накопления или осаждения минеральных или органических частиц на поверхности Земли, за которым следует цементирование. Осаждение – это собирательное название процессов, вызывающих оседание этих частиц на месте. Частицы, формирующие осадочную породу, называются осадочными и могут состоять из геологического детрита (минералов) или биологического детрита (органических веществ). Геологический детрит образуется в результате выветривания и эрозии существующих пород или затвердевания расплавленных лавовых глыб, извергаемых вулканами. Геологический детрит транспортируется к месту отложения водой, ветром, льдом или массовыми движениями, которые называются агентами денудации. Биологический детрит формируется из тел и частей (в основном раковин) мертвых водных организмов, а также их фекальных масс, взвешенных в воде и медленно накапливающихся на дне водоемов (морской снег). Осаждение может происходить также при осаждении растворенных минералов из водных растворов. Осадочный чехол континентов земной коры обширен (73% текущей площади суши Земли), но, по оценкам, осадочные породы составляют лишь 8% объема земной коры. Осадочные породы представляют собой лишь тонкий слой, покрывающий кору, состоящую в основном из магматических и метаморфических пород. Осадочные породы отлагаются слоями в виде пластов, формируя структуру, называемую слоистостью. Осадочные породы часто отлагаются в крупных структурах, называемых осадочными бассейнами. Осадочные породы также были обнаружены на Марсе. Изучение осадочных пород и слоев пород предоставляет информацию о недрах, полезную для гражданского строительства, например, при строительстве дорог, домов, туннелей, каналов или других сооружений. Осадочные породы также являются важными источниками природных ресурсов, включая уголь, ископаемое топливо, питьевую воду и руды. Изучение последовательности слоев осадочных пород является основным источником для понимания истории Земли, включая палеогеографию, палеоклиматологию и историю жизни. Научная дисциплина, изучающая свойства и происхождение осадочных пород, называется седиментологией. Седиментология является частью геологии и физической географии и частично пересекается с другими дисциплинами в науках о Земле, такими как почвоведение, геоморфология, геохимия и структурная геология.

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.

Классификация по происхождению

Осадочные породы можно подразделить на четыре группы в зависимости от процессов, ответственных за их формирование: обломочные осадочные породы, биохимические (биогенные) осадочные породы, химические осадочные породы и четвертая категория для "прочих" осадочных пород, образованных в результате воздействия, вулканизма и других второстепенных процессов.

Кластические осадочные породы

Кластические осадочные породы состоят из фрагментов горных пород (кластов), сцементированных вместе. Класты обычно представляют собой отдельные зерна кварца, полевого шпата, глинистых минералов или слюды. Однако может присутствовать любой тип минералов. Класты также могут быть литическими фрагментами, состоящими из более чем одного минерала. Кластические осадочные породы подразделяются в зависимости от преобладающего размера частиц. Большинство геологов используют шкалу размеров зерен Уддена-Вентворта и разделяют рыхлые осадочные породы на три фракции: гравий (>2 мм в диаметре), песок (от 1/16 до 2 мм в диаметре) и ил (<1/16 мм в диаметре). Ил далее подразделяется на пыль (от 1/16 до 1/256 мм в диаметре) и глину (<1/256 мм в диаметре). Классификация кластических осадочных пород соответствует этой схеме: конгломераты и брекчии состоят в основном из гравия, песчаники – в основном из песка, а глинистые породы – в основном из ила. Это трехчастное деление отражено в более старой литературе в виде широких категорий: рудитов, аренитов и лютитов, соответственно. Подразделение этих трех широких категорий основано на различиях в форме кластов (для конгломератов и брекчий), составе (для песчаников) или размере зерен и текстуре (для глинистых пород).

Конгломерат и бреки

Конгломераты преимущественно состоят из округлого гравия, а брекчии – из угловатого гравия.

Грязевые камни

Алевролиты и глинистые породы – это осадочные породы, состоящие как минимум на 50% из частиц размером пыли и глины. Эти относительно мелкозернистые частицы обычно переносятся турбулентным потоком в воде или воздухе и отлагаются, когда поток замедляется и частицы оседают из взвеси. В настоящее время большинство авторов используют термин "алевролит" для обозначения всех пород, состоящих преимущественно из пыли и глины. Алевролиты можно разделить на алевростоуны, состоящие преимущественно из частиц размером пыли; глинисто-алевролитовые породы с примерно равным соотношением пыли и глины; и глинистые породы, состоящие в основном из глинистых частиц. Большинство авторов используют термин "сланец" для обозначения слоистых алевролитов (независимо от размера зерна), хотя в некоторых старых публикациях термин "сланец" используется как синоним алевролита.

Биохимические осадочные породы

Биохимические осадочные породы образуются, когда организмы используют вещества, растворенные в воздухе или воде, для построения своих тканей. Примеры включают:
Большинство типов известняка формируются из карбонатных скелетов организмов, таких как кораллы, моллюски и фораминиферы. Уголь образуется из растений, которые извлекли углерод из атмосферы и соединили его с другими элементами для построения своих тканей. Отложения кремня (черт) формируются в результате накопления кремнистых скелетов микроскопических организмов, таких как радиолярии и диатомовые водоросли.

Химические осадочные породы

Химические осадочные породы формируются, когда содержание минеральных веществ в растворе достигает состояния перенасыщения и происходит их неорганическое осаждение. К распространенным химическим осадочным породам относятся оолитовый известняк и породы, состоящие из минералов, образующихся при испарении, таких как галит (каменная соль), сильвит, барит и гипс.

Другие осадочные породы

Эта четвертая прочая категория включает вулканический туф и вулканические брекчии, образовавшиеся в результате отложения и последующего цементирования обломков лавы, выброшенной вулканами, а также ударные брекчии, образовавшиеся после столкновений.

Транспортировка и осаждение осадков

Осадочные породы формируются, когда осадок выпадает из воздуха, льда, ветра, силы тяжести или водных потоков, переносящих частицы во взвешенном состоянии. Этот осадок часто образуется в результате выветривания и эрозии, которые разрушают горные породы на рыхлый материал в области источника. Затем этот материал транспортируется из области источника в место отложения. Тип переносимого осадка зависит от геологии водораздельной области (области-источника осадка). Однако некоторые осадочные породы, такие как эвапориты, состоят из материала, образующегося непосредственно в месте отложения. Таким образом, природа осадочной породы зависит не только от поступления осадка, но и от осадочной среды, в которой она сформировалась.

Трансформация (диагенез)

По мере накопления осадков в осадочной среде, более древние отложения перекрываются молодыми и подвергаются диагенезу. Диагенез включает в себя все химические, физические и биологические изменения, за исключением поверхностного выветривания, которые происходят с осадочными отложениями после их первоначального отложения. Это включает в себя уплотнение и литификацию осадков. Ранние стадии диагенеза, известные как эогенез, протекают на небольших глубинах (несколько десятков метров) и характеризуются биотурбацией и минералогическими изменениями в отложениях, при незначительном уплотнении. Красный гематит, придающий красноцветным песчаникам их окраску, вероятно, формируется в процессе эогенеза. Некоторые биохимические процессы, такие как деятельность бактерий, могут воздействовать на минералы в породе и поэтому рассматриваются как часть диагенеза. Углубление захоронения сопровождается мезогенезом, в течение которого происходит основная часть уплотнения и литификации. Уплотнение происходит по мере увеличения перегружающего (литостатического) давления со стороны вышележащих отложений. Зерна осадочных пород перемещаются в более плотную упаковку, зерна пластичных минералов (например, слюды) деформируются, а объем пор уменьшается. Осадочные отложения обычно насыщены подземными или морскими водами при первоначальном отложении, и по мере уменьшения объема пор большая часть этих пластовых флюидов вытесняется. Помимо этого физического уплотнения, может происходить химическое уплотнение посредством давления растворения. Точки контакта между зернами испытывают наибольшее напряжение, и минерал в этих точках более растворим, чем остальная часть зерна. В результате точки контакта растворяются, позволяя зернам сближаться. Повышенное давление и температура стимулируют дальнейшие химические реакции, например, превращение органического вещества в лигнит или уголь. Литификация следует непосредственно за уплотнением, поскольку повышенные температуры на глубине ускоряют осаждение цемента, связывающего зерна вместе. Давление растворения способствует этому процессу цементации, поскольку минерал, растворенный в напряженных точках контакта, повторно осаждается в ненапряженных порах. Это дополнительно снижает пористость и делает породу более компактной и прочной. Разрушение вышележащих пород сопровождается телогенезом – третьей и заключительной стадией диагенеза. По мере того как эрозия уменьшает глубину захоронения, повторное воздействие атмосферных вод вызывает дополнительные изменения в осадочной породе, такие как выщелачивание части цемента с образованием вторичной пористости. При достаточно высокой температуре и давлении область диагенеза переходит в область метаморфизма – процесса, формирующего метаморфические породы.

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.

Цвет

Цвет осадочных пород часто в основном определяется железом, элементом с двумя основными оксидами: оксидом железа(II) и оксидом железа(III). Оксид железа(II) (FeO) образуется только в условиях низкого содержания кислорода (аноксисных) и придает породе серый или зеленоватый оттенок. Оксид железа(III) (Fe2O3) в среде, богатой кислородом, часто встречается в виде минерала гематита и придает породе красноватый или коричневатый цвет. В засушливом континентальном климате породы находятся в непосредственном контакте с атмосферой, и окисление является важным процессом, придающим породе красный или оранжевый цвет. Мощные толщи красных осадочных пород, образовавшихся в засушливом климате, называются красными отложениями. Однако красный цвет не обязательно указывает на то, что порода образовалась в континентальной среде или засушливом климате. Присутствие органического вещества может окрасить породу в черный или серый цвет. Органическое вещество образуется из мертвых организмов, в основном растений. Обычно такое вещество в конечном итоге разлагается в результате окисления или бактериальной деятельности. Однако в аноксисных условиях органическое вещество не разлагается и оставляет темный осадок, богатый органическим веществом. Это может происходить, например, на дне глубоких морей и озер. В таких условиях наблюдается незначительное перемешивание воды, в результате чего кислород из поверхностных вод не поступает вниз, и отложенный осадок обычно представляет собой мелкую темную глину. Темные породы, богатые органическим веществом, часто являются сланцами.

Текстура

Размер, форма и ориентация кластов (исходных обломков породы) в осадочном веществе называется его текстурой. Текстура является мелкомасштабным свойством породы, но определяет многие ее крупномасштабные свойства, такие как плотность, пористость или проницаемость. Трехмерная ориентация кластов называется структурой породы. Размер и форма кластов могут быть использованы для определения скорости и направления течения в осадочной среде, которая перемещала класты от их источника; мелкий, известковый ил оседает только в спокойных водах, в то время как гравий и более крупные обломки перемещаются только быстро движущимися потоками. Размер зерен в породе обычно выражается по шкале Уентворта, хотя иногда используются и альтернативные шкалы. Размер зерна может быть выражен в виде диаметра или объема и всегда является средним значением, поскольку порода состоит из обломков разных размеров. Статистическое распределение размеров зерен различается для разных типов пород и описывается свойством, называемым сортировкой. Если все обломки примерно одного размера, порода называется "хорошо сортированной", а при большом разбросе в размерах зерен – "плохо сортированной". Форма обломков может отражать происхождение породы. Например, кокина, порода, состоящая из обломков раковин, может образоваться только в энергичной водной среде. Форму обломка можно описать с помощью четырех параметров: текстура поверхности описывает количество мелкомасштабного рельефа на поверхности зерна, которое слишком мало, чтобы влиять на общую форму. Например, зерна с матовым покрытием, покрытые мелкими трещинами, характерны для эолийских песчаников. Окатанность описывает общую гладкость формы зерна. Сферичность описывает степень приближения формы зерна к сфере. Форма зерна описывает его трехмерную форму. Химические осадочные породы имеют некластическую текстуру, состоящую полностью из кристаллов. Для описания такой текстуры необходимы только средний размер кристаллов и структура.

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

Большинство осадочных пород содержат кварц (силицикластические породы) или кальцит (карбонатные породы). В отличие от магматических и метаморфических пород, осадочная порода обычно содержит очень мало различных основных минералов. Однако происхождение минералов в осадочной породе часто более сложное, чем в магматической породе. Минералы в осадочной породе могли присутствовать в исходных осадочных материалах или образоваться в результате осаждения во время диагенеза. Во втором случае минеральный осадок мог вырасти поверх более раннего поколения цемента. Сложную диагенетическую историю можно установить с помощью оптической минералогии, используя петрографический микроскоп. Карбонатные породы преимущественно состоят из карбонатных минералов, таких как кальцит, арагонит или доломит. Как цемент, так и обломки (включая окаменелости и оолиты) карбонатной осадочной породы обычно состоят из карбонатных минералов. Минералогия обломочной породы определяется материалом, поступающим из области источника, способом его транспортировки к месту отложения и стабильностью данного минерала. Устойчивость минералов, образующих породы, к выветриванию выражается серией растворения Голдиха. В этой серии кварц является наиболее устойчивым, за ним следуют полевые шпаты, слюды и, наконец, другие менее устойчивые минералы, присутствующие только при слабом выветривании. Степень выветривания зависит главным образом от расстояния до области источника, местного климата и времени, необходимого для транспортировки осадка до места его отложения. В большинстве осадочных пород слюда, полевые шпаты и менее устойчивые минералы выветрились до глинистых минералов, таких как каолинит, иллит или смектит.

Окаменелости

Среди трех основных типов горных пород окаменелости чаще всего встречаются в осадочных породах. В отличие от большинства магматических и метаморфических пород, осадочные породы формируются при температурах и давлениях, которые не разрушают ископаемые останки. Часто эти окаменелости можно увидеть только под увеличением. В природе мертвые организмы обычно быстро удаляются падальщиками, бактериями, разложением и эрозией, но при исключительных обстоятельствах эти естественные процессы не происходят, что приводит к окаменению. Вероятность окаменения выше при высокой скорости осадконакопления (так, что туша быстро засыпается), в аноксических средах (где наблюдается низкая бактериальная активность) или если организм обладал особенно твердым скелетом. Крупные, хорошо сохранившиеся окаменелости встречаются относительно редко. Окаменелости могут представлять собой как непосредственные остатки или отпечатки организмов, так и их скелеты. Чаще всего сохраняются твердые части организмов, такие как кости, раковины и древесина растений. Мягкие ткани имеют гораздо меньше шансов окаменеть, а сохранение мягких тканей животных возрастом более 40 миллионов лет крайне редко. Отпечатки организмов, оставленные ими при жизни, называются ископаемыми следами, примерами которых являются норы, следы и т.п. Как часть осадочной породы, окаменелости подвергаются тем же диагенетическим процессам, что и вмещающая порода. Например, раковина, состоящая из кальцита, может раствориться, а полость затем заполняется цементом из кремнезема. Аналогичным образом, осаждающиеся минералы могут заполнять полости, ранее занятые кровеносными сосудами, сосудистой тканью или другими мягкими тканями. Это сохраняет форму организма, но изменяет его химический состав – процесс, называемый перминерализацией. Наиболее распространенными минералами, участвующими в перминерализации, являются различные формы аморфного кремнезема (халцедон, кремень, черт), карбонаты (особенно кальцит) и пирит. При высоком давлении и температуре органический материал мертвого организма подвергается химическим реакциям, в ходе которых выделяются летучие вещества, такие как вода и углекислый газ. В конечном итоге окаменелость состоит из тонкого слоя чистого углерода или его минерализованной формы – графита. Эта форма окаменения называется карбонизацией. Она особенно важна для ископаемых растений. Тот же процесс отвечает за образование ископаемого топлива, такого как бурый уголь или каменный уголь.

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.

Первичные осадочные структуры

Структуры в осадочных породах можно разделить на первичные структуры (образующиеся в процессе осаждения) и вторичные структуры (образующиеся после осаждения). В отличие от текстур, структуры всегда являются крупномасштабными элементами, которые легко изучать в полевых условиях. Осадочные структуры могут указывать на особенности осадочной среды или помогать определить, какая сторона слоя первоначально была обращена вверх, если тектонические процессы наклонили или перевернули осадочные слои. Осадочные породы формируются в слои, называемые пластами или слоями. Пласт определяется как слой породы с однородной литологией и текстурой. Пласты образуются путем последовательного отложения слоев осадка друг на друга. Последовательность пластов, характеризующая осадочные породы, называется слоистостью. Отдельные пласты могут иметь толщину от нескольких сантиметров до нескольких метров. Более тонкие, менее выраженные слои называются ламинами, а структура, формируемая ламинами в породе, называется ламинацией. Ламины обычно имеют толщину менее нескольких сантиметров. Хотя слоистость и ламинация часто изначально имеют горизонтальное направление, это не всегда так. В некоторых средах пласты откладываются под (обычно небольшим) углом. Иногда в одной и той же породе присутствуют несколько наборов слоев с различной ориентацией, такая структура называется перекрестной слоистостью. Перекрестная слоистость характерна для отложений, переносимых текучей средой (ветром или водой). Противоположностью перекрестной слоистости является параллельная ламинация, при которой все осадочные слои параллельны друг другу. Различия в ламинации обычно обусловлены циклическими изменениями в поступлении осадка, вызванными, например, сезонными изменениями количества осадков, температуры или биохимической активности. Ламины, отражающие сезонные изменения (подобно годичным кольцам деревьев), называются варвами. Любая осадочная порода, состоящая из слоев толщиной в миллиметры или менее, может быть названа общим термином ламинит. Если осадочные породы не имеют ламинации, их структурные особенности характеризуются как массивное сложение. Градированная слоистость – это структура, при которой пласты с более мелким размером зерна залегают поверх пластов с более крупным зерном. Эта структура формируется, когда быстрое течение воды останавливается. Крупные, тяжелые обломки в суспензии оседают первыми, затем – более мелкие. Хотя градированная слоистость может формироваться в различных средах, она является характерной для турбидитных потоков. Поверхность конкретного пласта, называемая формой слоя, также может указывать на определенную осадочную среду. Примеры форм слоя включают дюны и рябь. Подошвенные следы, такие как следы орудий и флютовые отпечатки, – это борозды, вырезанные на поверхности и сохранившиеся в результате повторного осаждения. Это часто удлиненные структуры, которые можно использовать для определения направления течения во время осаждения. Рябь также формируется в текущей воде. Она может быть симметричной или асимметричной. Асимметричная рябь формируется в средах, где течение имеет одно направление, например, в реках. Более длинный склон такой ряби обращен вверх по течению. Симметричная рябь возникает в средах, где течения меняют направление, например, на приливных отмелях. Грязевые трещины – это форма слоя, вызванная высыханием осадка, который периодически выходит на поверхность воды. Такие структуры часто встречаются на приливных отмелях или вдоль рек.

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.

Вторичные осадочные структуры

Вторичные осадочные структуры – это структуры, образовавшиеся после осаждения. Такие структуры формируются в результате химических, физических и биологических процессов внутри осадка. Они могут служить индикаторами условий, существовавших после отложения. Некоторые из них могут использоваться в качестве критериев определения первоначального положения слоев. Органические вещества в осадке могут оставлять следы, выходящие за рамки просто окаменелостей. Сохраненные тропы и норы являются примерами ископаемых следов (также называемых ихнофоссилиями). Такие следы относительно редки. Большинство ископаемых следов – это норы моллюсков или членистоногих. Седиментологи называют этот процесс биотурбацией. Он может быть ценным индикатором биологической и экологической обстановки, существовавшей после отложения осадка. С другой стороны, жизнедеятельность организмов, выкапывающих норы, может разрушать другие (первичные) структуры в осадке, что затрудняет реконструкцию. Вторичные структуры также могут формироваться в результате диагенеза или образования почвы (педогенеза), когда осадок оказывается над уровнем воды. Примером диагенетической структуры, часто встречающейся в карбонатных породах, является стилолит. Стилолиты – это неправильные плоскости, где вещество растворяется в поровых флюидах породы. Это может приводить к осаждению определенных химических соединений, вызывающих окраску и пятнистость породы, или к образованию конкреций. Конкреции – это тела округлой или эллипсоидальной формы с составом, отличным от вмещающей породы. Их образование может быть результатом локализованного осаждения из-за небольших различий в составе или пористости вмещающей породы, например, вокруг окаменелостей, внутри норов или вокруг корней растений. В карбонатных породах, таких как известняк или мел, распространены кремневые или яшмовые конкреции, а в наземных песчаниках иногда встречаются железные конкреции. Кальцитовые конкреции в глине, содержащие угловатые полости или трещины, называются септарианскими конкрециями. После отложения физические процессы могут деформировать осадок, образуя третий класс вторичных структур. Различия в плотности между различными осадочными слоями, например, между песком и глиной, могут приводить к образованию пламенных структур или псевдоморфных структур, формирующихся в результате инвертированного диапиризма. Пока кластический слой остается подвижным, диапиризм может вызывать погружение более плотного верхнего слоя в нижний. Иногда различия в плотности возникают или усиливаются при обезвоживании одной из литологий. Глина может легко сжиматься при обезвоживании, в то время как песок сохраняет свой объем и становится относительно менее плотным. С другой стороны, когда давление поровой жидкости в песчаном слое превышает критическую точку, песок может прорывать перекрывающие глинистые слои и проникать сквозь них, образуя дискордантные тела осадочной породы, называемые осадочными дайками. Тот же процесс может приводить к образованию грязевых вулканов на поверхности, где они прорываются сквозь верхние слои. Осадочные дайки также могут формироваться в холодном климате, когда почва большую часть года остается мерзлой. Морозное выветривание может создавать трещины в почве, которые заполняются обломками сверху. Такие структуры могут использоваться в качестве климатических индикаторов, а также для определения первоначального положения слоев. Различия в плотности также могут вызывать мелкомасштабные разломы, даже в процессе осадконакопления (синхронные осадочные разломы). Такие разломы также могут возникать при отложении больших масс нелитофицированного осадка на склоне, например, у переднего края дельты или на континентальном склоне. Неустойчивость в таких осадках может приводить к обрушению отложенного материала, образованию трещин и складок. В результате в породе формируются синседиментарные складки и разломы, которые бывает трудно отличить от складок и разломов, образованных тектоническими силами, действующими на литофицированные породы.

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.

Осадочные среды

Окружающая среда, в которой формируются осадочные породы, называется осадочной средой. Каждая среда характеризуется уникальным сочетанием геологических процессов и условий. Тип осадка, который отлагается, зависит не только от источника материала (происхождения), но и от самой среды. Морская среда означает, что порода образовалась в море или океане. Часто выделяют глубоководную и мелководную морские среды. Глубоководная обычно относится к средам на глубине более 200 м (включая абиссальную равнину). Мелководные среды примыкают к береговым линиям и могут простираться до границ континентального шельфа. Движения воды в таких средах, как правило, более энергичны, чем в глубоководных, поскольку активность волн уменьшается с глубиной. Это означает, что могут транспортироваться более крупные частицы осадка, и отложенный осадок может быть крупнозернистым по сравнению с глубоководным. При переносе осадка с континента откладывается чередование песка, глины и ила. Если континент находится далеко, количество такого осадка может быть небольшим, и преобладают биохимические процессы, определяющие тип образующейся породы. Особенно в теплых климатах, мелководные морские среды вдали от берега характеризуются преимущественно отложением карбонатных пород. Неглубокая теплая вода – идеальная среда обитания для множества мелких организмов, строящих карбонатные скелеты. После их гибели скелеты опускаются на дно, образуя мощный слой известкового ила, который может литифицироваться в известняк. Теплые мелководья также являются идеальными условиями для коралловых рифов, где осадок состоит в основном из известковых скелетов более крупных организмов. В глубоководных средах сила течения, воздействующего на морское дно, невелика. В такие места могут переноситься только мелкие частицы. Обычно осадки, отлагающиеся на дне океана, представляют собой мелкую глину или небольшие скелеты микроорганизмов. На глубине 4 км растворимость карбонатов резко возрастает (зона глубины, где это происходит, называется лизоклином). Карбонатный осадок, опускающийся ниже лизоклина, растворяется, в результате чего ниже этой глубины не может образоваться известняк. Скелеты микроорганизмов, состоящие из кремнезема (например, радиолярий), менее растворимы и продолжают отлагаться. Примером породы, образованной из кремнеземных скелетов, является радиолярит. Если морское дно имеет небольшой уклон, например, на континентальных склонах, осадочный покров может стать нестабильным, вызывая турбидные течения. Турбидные течения – это внезапные возмущения спокойной глубоководной среды, которые могут привести к почти мгновенному отложению больших объемов осадка, таких как песок и ил. Последовательность пород, образованная турбидным течением, называется турбидитом. Побережье – это среда, в которой доминирует волновое воздействие. На пляже откладывается преимущественно более плотный осадок, такой как песок или гравий, часто смешанный с фрагментами раковин, в то время как ил и глинистый материал удерживается во взвешенном состоянии. Приливные отмели и косы – это места, которые периодически пересыхают из-за приливов и отливов. Они часто пересекаются оврагами, где течение сильное и размер зерен отложенного осадка больше. Там, где реки впадают в водоем, будь то море или озеро, могут формироваться дельты. Это крупные скопления осадка, перенесенные с континента в места перед устьем реки. Дельты в основном состоят из кластического (а не химического) осадка. Континентальная осадочная среда – это среда, расположенная внутри континента. Примерами континентальных сред являются лагуны, озера, болота, поймы и аллювиальные веера. В спокойных водах болот, озер и лагун откладывается мелкий осадок, смешанный с органическим материалом из мертвых растений и животных. В реках энергия воды намного выше и может переносить более тяжелый кластический материал. Помимо переноса водой, осадок может переноситься ветром или ледниками. Осадок, переносимый ветром, называется эоловым и почти всегда очень хорошо сортирован, в то время как осадок, переносимый ледником, называется моренным и характеризуется очень плохой сортировкой. Эоловые отложения могут быть весьма заметными. Осадочная среда образования формации Туше, расположенной на северо-западе Соединенных Штатов, характеризовалась чередованием периодов засушливости, что привело к образованию серии ритмитов. Трещины эрозии впоследствии были заполнены слоями почвенного материала, особенно за счет эоловых процессов. Заполненные участки образовали вертикальные включения в горизонтально отложенных слоях и, таким образом, предоставили доказательства последовательности событий во время отложения сорока одного слоя формации.

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.

Осадочные фазии

Вид породы, образованный в определенной осадочной среде, называется ее осадочными фациями. Осадочные среды обычно существуют рядом друг с другом в определенных естественных последовательностях. Пляж, где откладывается песок и гравий, обычно граничит с более глубокой морской средой, расположенной немного от берега, где одновременно откладываются более мелкие осадочные породы. За пляжем могут располагаться дюны (где преобладает отложение хорошо сортированного песка) или лагуна (где откладывается мелкая глина и органическое вещество). Каждая осадочная среда имеет свои характерные отложения. По мере накопления осадочных слоев со временем, среда может смещаться, вызывая изменение фаций в недрах в определенном месте. С другой стороны, при латеральном прослеживании слоя горных пород определенного возраста, литология (тип породы) и фации в конечном итоге меняются. Фации можно различать несколькими способами: наиболее распространенными являются литология (например, известняк, алевролит или песчаник) или ископаемое содержимое. Например, кораллы живут только в теплых и мелководных морских условиях, поэтому окаменелости кораллов типичны для мелководных морских фаций. Фации, определяемые литологией, называются литофациями; фации, определяемые ископаемыми, называются биофациями. Осадочные среды могут менять свои географические положения с течением времени. Береговые линии могут смещаться в сторону моря при понижении уровня моря (регрессия) или в сторону суши при повышении уровня (трансгрессия) из-за тектонических сил в земной коре или при образовании реки большой дельты. В недрах такие географические сдвиги осадочных сред прошлого фиксируются в изменениях осадочных фаций. Это означает, что осадочные фации могут изменяться параллельно или перпендикулярно воображаемому слою породы с фиксированным возрастом, явление, описанное законом Уолтера. Ситуация, при которой береговые линии смещаются в сторону континента, называется трансгрессией. В случае трансгрессии более глубокие морские фации отлагаются поверх более мелких, образуя последовательность, называемую онлап (onlap). Регрессия – это ситуация, при которой береговая линия смещается в сторону моря. При регрессии более мелкие фации отлагаются поверх более глубоких, образуя ситуацию, называемую офлап (offlap). Фации всех пород определенного возраста можно отобразить на карте, чтобы получить представление о палеогеографии. Последовательность карт для разных возрастов может дать представление о развитии региональной географии.

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.

Осадочные бассейны

Места, где происходит крупномасштабное осадконакопление, называются осадочными бассейнами. Количество осадочного материала, которое может быть отложено в бассейне, зависит от глубины бассейна, так называемого вместилища. Глубина, форма и размер бассейна определяются тектоникой, движениями в земной литосфере. Там, где литосфера поднимается вверх (тектоническое поднятие), земля в конечном итоге поднимается над уровнем моря, и эта область становится источником нового осадочного материала, поскольку эрозия удаляет вещество. Там, где литосфера опускается вниз (тектоническое прогибание), формируется бассейн и происходит осадконакопление. Бассейн, образованный расхождением двух частей континента, называется рифтовым бассейном. Рифтовые бассейны – это вытянутые, узкие и глубокие бассейны. В результате дивергентного движения литосфера растягивается и истончается, что приводит к подъему горячей астеносферы и нагреву вышележащего рифтового бассейна. Помимо континентальных отложений, в рифтовых бассейнах обычно также присутствует часть наполнителя, состоящая из вулканических отложений. По мере роста бассейна из-за продолжающегося растяжения литосферы рифт расширяется, и море может вторгнуться, формируя морские отложения. Когда участок литосферы, который был нагрет и растянут, остывает, его плотность увеличивается, вызывая изостатическое прогибание. Если это прогибание продолжается достаточно долго, бассейн называется прогибочным бассейном. Примерами прогибочных бассейнов являются регионы вдоль пассивных континентальных окраин, но они также могут встречаться и в глубине континентов. В прогибочных бассейнах дополнительный вес вновь отложенных осадков достаточен для поддержания прогибания в замкнутом цикле. Таким образом, общая мощность осадочного заполнения в прогибочном бассейне может превышать 10 км. Третий тип бассейнов существует вдоль зон сходящихся плит – мест, где одна тектоническая плита подныривает под другую в астеносферу. Подныривающая плита изгибается и формирует преддуговой бассейн перед наезжающей плитой – вытянутый, глубокий асимметричный бассейн. Преддуговые бассейны заполнены глубоководными морскими отложениями и мощными последовательностями турбидитов. Такой наполнитель называется флишем. Когда сходящееся движение двух плит приводит к континентальному столкновению, бассейн становится мельче и развивается в предгорный бассейн. Одновременно тектоническое поднятие формирует горный пояс в наезжающей плите, из которого большие объемы материала эрозируются и транспортируются в бассейн. Эрозионный материал растущей горной цепи называется молассой и имеет либо мелководный морской, либо континентальный фациас. В то же время, растущий вес горного пояса может вызвать изостатическое прогибание в области наезжающей плиты на противоположной стороне от горного пояса. Тип бассейна, образующийся в результате этого прогибания, называется бассейн обратной дуги и обычно заполняется мелководными морскими отложениями и молассой.

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.

Влияние астрономических циклов

Во многих случаях изменения фаций и другие литологические особенности в последовательностях осадочных пород носят циклический характер. Этот циклический характер обусловлен циклическими изменениями поступления осадка и условий осадконакопления. Большинство этих циклических изменений вызывается астрономическими циклами. Кратковременные астрономические циклы могут проявляться в разнице между приливами и сизигийными приливами, наблюдаемыми каждые две недели. В более широком масштабе времени циклические изменения климата и уровня моря обусловлены циклами Миланковича: циклическими изменениями ориентации и/или положения оси вращения Земли и её орбиты вокруг Солнца. Известно несколько циклов Миланковича, продолжительность которых варьируется от 10 000 до 200 000 лет. Даже незначительные изменения в ориентации земной оси или продолжительности сезонов могут существенно влиять на климат Земли. Примером служат ледниковые периоды последних 2,6 миллионов лет (четвертичный период), которые, как считается, были вызваны астрономическими циклами. Изменения климата могут влиять на глобальный уровень моря (и, следовательно, на объём вмещающего пространства в осадочных бассейнах) и на поступление осадка из определённых регионов. В конечном итоге, небольшие изменения в астрономических параметрах могут приводить к значительным изменениям в осадочной среде и процессах осадконакопления.

Скорость осаждения

Скорость осаждения различается в зависимости от местоположения. В канале приливной равнины за один день может отложиться несколько метров осадочного материала, в то время как на дне глубокого океана каждый год накапливается всего несколько миллиметров осадка. Различают нормальное осадконакопление и осадконакопление, вызванное катастрофическими процессами. Последняя категория включает в себя все виды внезапных исключительных явлений, таких как массовые движения, обвалы или наводнения. Катастрофические процессы могут приводить к мгновенному отложению большого количества осадочного материала. В некоторых осадочных средах большая часть общей толщи осадочных пород сформировалась в результате катастрофических процессов, несмотря на то, что среда обычно спокойная. В других осадочных средах преобладает нормальное, непрерывное осадконакопление. Во многих случаях осадконакопление происходит медленно. Например, в пустыне ветер откладывает силицикластический материал (песок или пыль) в отдельных местах, или катастрофическое наводнение в вади может вызвать внезапное отложение больших объемов обломочного материала, но в большинстве мест преобладает эоловая эрозия. Количество образовавшихся осадочных пород зависит не только от количества поступающего материала, но и от степени его уплотнения. Эрозия удаляет большую часть отложенного осадка вскоре после осаждения.

Стратиграфия

То, что новые слои горных пород залегают поверх более старых, утверждается в принципе суперпозиции. В последовательности слоев обычно присутствуют разрывы, называемые несогласиями. Они представляют собой периоды, когда не откладывались новые осадочные породы, или когда более ранние осадочные слои были подняты над уровнем моря и подверглись эрозии. Осадочные породы содержат важную информацию об истории Земли. Они содержат окаменелости – сохранившиеся останки древних растений и животных. Уголь относят к типу осадочных пород. Состав осадков дает нам представление о первоначальной породе. Различия между последовательными слоями свидетельствуют об изменениях в окружающей среде с течением времени. Осадочные породы могут содержать окаменелости, поскольку, в отличие от большинства магматических и метаморфических пород, они формируются при температурах и давлениях, которые не разрушают остатки ископаемых организмов.

Происхождение

Происхождение осадочных пород – это реконструкция истории их формирования. Все горные породы, обнаженные на поверхности Земли, подвергаются физическому или химическому выветриванию и разрушаются до более мелкозернистого осадка. Все три типа горных пород (магматические, осадочные и метаморфические) могут являться источником осадочного материала. Цель исследований происхождения осадочных пород – восстановить и интерпретировать путь осадка от исходных материнских пород в области источника до конечного детрита в месте его накопления.